Mapa Geológico y Minero - SIEMCALSA Mapa Geologico.pdf · Glosario: C. García Palacios y J. I. García de los Ríos Cobo. Documentación Geológica y Minera J. L. Crespo Ramón,

Mapa Geológico y Minero

de Castilla y León

Escala 1:400.000

El Mapa Geológico y Minero de Castilla y León ha sido realizado por la Sociedad de Investigación y Explotación Minera de Castilla y León, S.A. (SIEMCALSA). Tras los nombres de los colaboradores se indica entre paréntesis su procedencia.

MAPA GEOLÓGICO Y MINERO

Síntesis Geológica R. Cabrera Ceñal, J. L. Crespo Ramón, J. I. García de los Ríos Cobo, B. Mediavilla

Manzanal y I. Armenteros Armenteros (Univ. Salamanca).

Elaboración del Mapa B. Mediavilla Manzanal y J. I. García de los Ríos Cobo.

Asesoramiento Departamento de Geología (Univ. Salamanca).

Cartografía Digital y GIS D. Gómez Medina, J. Escudero Tejedor, J. Tejedor Aibar, R. Rico Castreño y A. Hoyuela

Jayo (Consultor independiente).

MEMORIA

Precámbrico y Paleozoico. R. Cabrera Ceñal.

Mesozoico: R. Cabrera Ceñal.

Terciario y Cuaternario: I. Armenteros Armenteros (Univ. Salamanca) y B. Mediavilla Manzanal.

Rocas Ígneas: J. I. García de los Ríos Cobo, M. López Plaza (Univ. Salamanca) y M. Peinado Moreno (Univ. Salamanca).

Tectónica: R. Cabrera Ceñal.

Minerales Metálicos: J. L. Crespo Ramón.

Recurso Energéticos: R. Cabrera Ceñal y J. L. Crespo Ramón.

Minerales Industriales: C. García Palacios.

Rocas Ornamentales : J. I. García de los Ríos Cobo.

Áridos: J. I. García de los Ríos Cobo.

Minerales Ornamentales: C. García Palacios.

Gestión de Bibliografía: I. Sánchez García.

Glosario: C. García Palacios y J. I. García de los Ríos Cobo.

Documentación Geológica y Minera J. L. Crespo Ramón, con la colaboración de C. Fraile Ramos (Univ. Salamanca) y S. Timón

Sánchez (Univ. Salamanca).

Asesoramiento del Departamento de Geología de la Universidad de

Salamanca Precámbrico y Paleozoico: P. Barba Regidor, J. R. Colmenero Navarro, M. A. Díez Balda y

M. D. Rodríguez Alonso.

Mesozoico: I. Valladares González.

Terciario y Cuaternario: I. Armenteros Armenteros.

Rocas Ígneas: M. López Plaza y M. Peinado González.

Tectónica: M. A. Díez Balda y G. Gutiérrez-Alonso.

Yacimientos Minerales: C. Moro Benito.

MINAS E INDICIOS MINEROS

R. Cabrera Ceñal, J. L. Crespo Ramón, J. I. García de los Ríos Cobo, C. García Palacios y J. A. Porres Benito, con la colaboración de J. C. González López y M. M. Trapote Redondo.

Gestión de Bases de indicios I. Sánchez García.

OTROS

Composición y mecanografía L. Martínez Nogueras y Y. Pelaz Bragado.

Coordinación J. L. Crespo Ramón.

Dirección S. Jiménez Benayas.

INDICE

7

ÍNDICE

PRESENTACIÓN ................................... 17

INTRODUCCIÓN ................................... 19

AGRADECIMIENTOS ................................. 21

GEOLOGÍA ................................................................ 23

Metodología ........................................................................................................ 26 CARTOGRAFÍAS UTILIZADAS A PARTE DEL MAGNA (MAPA 1). ........................... 28

ESTRATIGRAFÍA ................................... 30

PRECAMBRICO Y PALEOZOICO ......................................................................... 30 1.- Unidad Inf., Serie de Villalba y Fm. Mora: pizarras y areniscas ........................ 34 2.- Fm. Monterrubio: pizarras y conglomerados ...................................................... 35 3.- Fms. Aldeatejada y Areniscas de Tamames, G. Cándana y Fm. Herrería: areniscas, pizarras y conglomerados ....................................................................... 35 4.- Series metasedimentarias indiferenciadas .......................................................... 36 5.- Gneises tipo Ollo de Sapo ................................................................................ 36 6.- Fms. Calizas de Tamames, Vegadeo y Láncara: calizas y dolomías ..................... 37 7.- Serie de los Cabos y equivalentes, Fms. Oville y Barrios: cuarcitas, areniscas y pizarras ............................................................................................................... 38 8.- Cuarcita Armoricana ...................................................................................... 39 9.- Fms. Luarca, Agüeira y equivalentes: pizarras y areniscas .................................. 39 10.- Fm. Calizas de la Aquiana ............................................................................ 40 11.- Silúrico: pizarras y areniscas .......................................................................... 41 12.- Devónico: pizarras, calizas y areniscas............................................................ 41 13.- Series carbonatadas carboníferas .................................................................... 43 14.- Series terrígenas namurienses y westfalienses: lutitas, areniscas, conglomerados y calizas ................................................................................................................. 44 15.- Westfaliense productivo (sucesión carbonífera de La Demanda, G. Sama y Fm. Vergaño): areniscas, lutitas, conglomerados y capas de carbón ................................. 46 16 y 17.- Cuencas cantabrienses y estefanienses: lutitas, areniscas, conglomerados, olistolitos y capas de carbón .................................................................................. 46 18- Pérmico: lutitas, areniscas y conglomerados ...................................................... 48

MESOZOICO ........................................................................................................ 48 19- Facies Buntsandstein: conglomerados, areniscas y lutitas ................................... 52 20- Facies Muschelkalk: dolomías y margas ........................................................... 53 21- Facies Keuper: arcillas rojas con niveles de areniscas y yesos ............................. 53 22- Serie carbonatada jurásica (tramo inferior): calizas, dolomías, margas y carniolas54 23- Serie carbonatada jurásica (tramo superior): calizas y margas ........................... 55 24- Facies Purbeck: calizas, lutitas, areniscas y conglomerados ................................ 56 25- Facies Weald: areniscas y lutitas ..................................................................... 56 26 y 27- Grupos Tera y Oncala: conglomerados, areniscas, lutitas (26) y calizas (27)57

8

28- Serie marina urgoniana y equivalentes continentales : areniscas, conglomerados, calizas y lutitas ................................................................................................... 58 29- Fm. Arenas de Utrillas .................................................................................. 59 30- Serie carbonatada del Cretácico sup. (tramo inferior): calizas, margas y calcarenitas ......................................................................................................... 60 31- Fm. Arenas y arcillas de Segovia ..................................................................... 60 32- Serie carbonatada del Cretácico sup. (tramo superior): calizas, margas, calcarenitas, dolomías y arenas ............................................................................. 61

TERCIARIO .......................................................................................................... 62 EVOLUCIÓN GEOLÓGICA DE LA CUENCA DEL DUERO....................................... 64 DIVISIÓN EN DOMINIOS DEL TERCIARIO ............................................................... 68 33.- Serie finicretácica: calizas, areniscas y lutitas ................................................. 69 34.- Series Siderolíticas: conglomerados, arenas y lutitas ......................................... 71 35.- Serie carbonatada marina de Villarcayo: dolomías, margas y calcarenitas ......... 73 36.- Serie detrítica eo-oligocena: conglomerados, areniscas y lutitas ......................... 74 37.- Serie carbonatada eo-oligocena: calizas, margas, lutitas y localmente yesos ........ 78 38.- Serie paleógena de Santo Domingo de Silos: calizas, lutitas, areniscas y conglomerados ..................................................................................................... 79 39.- Series Rojas: lutitas, arenas lutíticas y conglomerados silíceos rojos .................. 80 40.- Facies Dueñas: margas y arcillas con niveles carbonatados y yesíferos, localmente glauberita ........................................................................................................... 83 41.- Serie conglomerática poligénica miocena: conglomerados poligénicos, arenas, lutitas y arcillas................................................................................................... 84 42.- Facies Tierra de Campos: arenas y lutitas con intercalaciones de calcretas y paleosuelos .......................................................................................................... 86 43.- Facies de las Cuestas: margas, calizas, dolomías, arcillas y yesos ...................... 87 44.- Calizas inferiores del Páramo: calizas, dolomías y margas con niveles de arcillas magnesianas ........................................................................................................ 89 45.- Serie conglomerática silícea finimiocena: conglomerados, arenas silíceas y lutitas90 46.- Serie detrítico-carbonatada del Páramo superior: lutitas, areniscas y calizas a techo ................................................................................................................... 91

CUATERNARIO ................................................................................................... 93 47.- Raña: conglomerados silíceos, arenas y lutitas ................................................. 94 48.- Coluviones y depósitos glaciares: gravas, limos y arcillas .................................. 95 49.- Abanicos aluviales, glacis y superficies complejas: gravas, arenas, limos y arcillas96

Abanicos aluviales y conos de deyección: .............................................................. 96 Glacis aluviales ..................................................................................................... 97 Superficies Complejas .......................................................................................... 97

50.- Arenas eólicas: arcosas .................................................................................. 97 51.- Terrazas fluviales: conglomerados, gravas, arenas, limos y arcillas .................... 98 52.- Aluvial y fondos lacustres: cantos, arenas, limos, arcillas y travertinos ........... 100

ROCAS ÍGNEAS .................................. 101

ROCAS PREHERCÍNICAS ................................................................................... 103 Ortogneises (53) ................................................................................................ 103

PLUTONISMO HERCÍNICO ............................................................................... 104 Migmatitas y granitoides inhomogeneos (54)........................................................ 104

GRANITOIDES BIOTÍTICOS ...................................................................................... 105 Rocas básicas e intermedias (55) ........................................................................ 105

9

De grano grueso ± cordierita (59) ........................................................................ 108 De grano grueso ± anfíbol (58) ........................................................................... 109 De grano medio-grueso ± moscovita (57) .............................................................. 110 De grano fino-medio ± moscovita (56) ................................................................. 110

LEUCOGRANITOS ...................................................................................................... 111 De grano medio-grueso y dos micas (62) ............................................................... 113 De grano fino-medio y dos micas (61) .................................................................. 113 Moscovíticos ± turmalina y complejos aplopegmatíticos (60) ................................. 114

ROCAS FILONIANAS ......................................................................................... 115 Básicas (lamprófidos, microdioritas y diabasas)(63) .............................................. 115 Acidas (aplitas, pegmatitas, cuarzo y pórfidos) (64) ............................................. 116

ROCAS VOLCÁNICAS Y SUBVOLCÁNICAS ....................................................... 118 Riolitas-basaltos y ofitas (65) .............................................................................. 118

TECTÓNICA ..................................... 120

OROGENIA HERCÍNICA ................................................................................... 120 ZONA CENTROIBÉRICA ............................................................................................ 121 Primera fase de deformación (D1) ........................................................................ 121 Segunda fase de deformación (D2) ....................................................................... 122 Tercera fase de deformación (D3) ........................................................................ 123 Estructuras tardías ............................................................................................. 124 Metamorfismo ................................................................................................... 124

ZONA ASTUROCCIDENTAL-LEONESA ..................................................................... 124 Primera fase de deformación (D1) ........................................................................ 125 Segunda fase de deformación (D2) ....................................................................... 125 Tercera fase de deformación (D3) ........................................................................ 125 Estructuras tardías ............................................................................................. 126 Metamorfismo ................................................................................................... 126

ZONA CANTÁBRICA .................................................................................................. 126 Cabalgamientos ................................................................................................. 127 Pliegues ............................................................................................................. 127 Fallas................................................................................................................ 128 Foliaciones y metamorfismo ................................................................................ 128 Secuencia de emplazamiento ............................................................................... 128

OROGENIA ALPINA .......................................................................................... 129 Cuenca Vasco-Cantábrica .................................................................................. 131 Macizo Asturiano .............................................................................................. 132

CORDILLERA IBERICA ............................................................................................... 133 Cameros-Demanda ............................................................................................. 133 Ramas Aragonesa y Castellana ........................................................................... 134 Esquistosidad y metamorfismo ............................................................................ 134

SISTEMA CENTRAL .................................................................................................... 134

ANEXO ........................................ 136

MINERÍA .................................................................. 143

Base de datos ..................................................................................................... 145

10

CLASIFICACIÓN DE LOS YACIMIENTOS POR

RECURSOS MINERALES Y SUSTANCIAS .............. 146

Representación en los mapas .............................................................................. 148 Memoria ........................................................................................................... 148

DOCUMENTACIÓN UTILIZADA PARA LA

REALIZACIÓN DE LA BASE DE DATOS DE MINAS E

INDICIOS MINEROS ................................................ 152

MINERALES METÁLICOS ............................. 154

ARSÉNICO, ANTIMONIO Y ORO ....................................................................... 155 Distrito de Riaño-Estalaya (1) ............................................................................ 155

Salamón ............................................................................................................. 156 Burón ................................................................................................................. 156 Riaño ................................................................................................................. 157

Área del Antiforme del Narcea (2) ..................................................................... 157 Campo filoniano de Losacio (3) .......................................................................... 157 Otras áreas ....................................................................................................... 158

ORO ................................................................................................................... 158 MINERALIZACIONES PRIMARIAS............................................................................. 161 Área de Candín (4) ........................................................................................... 161 Área de Campo del Agua ................................................................................... 162 Área de Salientes-Cuevas del Sil (5) .................................................................... 162 Área de Andarraso (6) ....................................................................................... 163 Área de Prada-Andiñuela (7) ............................................................................. 163 Área de Val de San Lorenzo-Val de San Román .................................................. 164 Área del Teleno (8) ........................................................................................... 164 Proyecto de Pino de Oro (9) ............................................................................... 164 Otras áreas con mineralizaciones primarias ......................................................... 165

MINERALIZACIONES SECUNDARIAS ...................................................................... 165 Área del Sil ....................................................................................................... 168 Área de La Cabrera ........................................................................................... 169 Área del Omañas .............................................................................................. 170 Área de Luna .................................................................................................... 170 Área del Tuerto-Órbigo ...................................................................................... 171 Área de Jerga-Turienzo ....................................................................................... 171 Área del Duerna ................................................................................................ 171 Área del Ería .................................................................................................... 172 Otra áreas ........................................................................................................ 172

COBRE ............................................................................................................... 172 Distrito de Cármenes-Villamanín (10) ................................................................ 173 Otros indicios en la Cordillera Cantábrica .......................................................... 174 Área del Antiforme del Narcea (11) ................................................................... 174 Área de Otero de Herreros (12) .......................................................................... 175 Área de Revenga (13) ........................................................................................ 175 Área de Lara (14) ............................................................................................. 175 Otras mineralizaciones en la Cordillera Ibérica ................................................... 176

11

Formación Vegadeo ............................................................................................ 176 Otras áreas ....................................................................................................... 176

HIERRO Y MANGANESO ................................................................................... 176 Distrito de Ponferrada-Astorga (15) .................................................................... 177 Otros yacimientos ordovícicos ............................................................................. 179 Calizas de la Aquiana (16) ................................................................................ 179 Formación San Pedro (17) .................................................................................. 179 Distrito del Sinclinal de Alcañices (18) ............................................................... 180 Yacimientos del Devónico ................................................................................... 181 Área de Sierra de La Demanda (19) ................................................................... 181 Distrito del Moncayo (20) .................................................................................. 182 Área de Arcos de Jalón (21) ............................................................................... 182

MERCURIO ....................................................................................................... 183 Escarlati y Riosol ................................................................................................ 183 Miñera de Luna .................................................................................................. 184 Valverdín ............................................................................................................ 184 Lois .................................................................................................................... 185 Pedrosa del Rey .................................................................................................. 185

PLOMO, CINC Y COBRE.................................................................................... 187 Área de Babia (22) ............................................................................................ 187 Fm. Vegadeo (23) .............................................................................................. 188 Área de Corporales (24) ..................................................................................... 189 Área del Sinclinal de Alcañices (25) ................................................................... 190

Tipo Sedex ........................................................................................................... 190 Filonianas ........................................................................................................... 190

Área de El Barraco-Hoyo de Pinares (26) ............................................................ 191 Área de Cameros Este (27) ................................................................................. 191 Otras áreas ....................................................................................................... 192

ESTAÑO Y WOLFRAMIO ................................................................................... 192 Área de Peña do Seo (28) ................................................................................... 193 Área de Ponferrada (29) .................................................................................... 193

Mineralizaciones del Monte Arenas .................................................................... 193 Proyecto de Virgen de la Encina ......................................................................... 194 Otros indicios..................................................................................................... 195

Distrito de Calabor (30) .................................................................................... 195 a) Área de Calabor .............................................................................................. 195 b) Área de Hermisende-La Tejera ........................................................................ 196 c) Área de Villanueva de la Sierra ....................................................................... 196

Distrito del Granito de Ricobayo (31) ................................................................. 196 Santa Elisa .......................................................................................................... 197 Dorinda .............................................................................................................. 197 Rosario ............................................................................................................... 197

Área del Granito de Villaseco-Pereruela (32) ....................................................... 198 Área de Brincones - Zafara (33) ......................................................................... 198 Área de Masueco-Valderrodrigo (34) ................................................................... 198 Distrito de Barruecopardo-La Fregeneda (35) ....................................................... 199

Barruecopardo .................................................................................................... 200 La Fregeneda ...................................................................................................... 200 Lumbrales ........................................................................................................... 201

Área de Villar de Ciervo-Bañobárez (36) ............................................................. 202

12

Área de Puebla de Azaba (37) ........................................................................... 202 Área del Granito del Jálama (38) ....................................................................... 202 Área de Villasrubias (39) ................................................................................... 203 Área del Granito de La Alberca (40) .................................................................. 203 Distrito de Morille-Martinamor (41) ................................................................... 204 Área de Guijuelo (42) ....................................................................................... 206

Dominica ........................................................................................................... 206 La Tala ............................................................................................................... 207

Área de Otero de Herreros (43) .......................................................................... 207 Otero de Herreros .............................................................................................. 208 Arroyo Zancado .................................................................................................. 209

Mina de Golpejas (44) ...................................................................................... 210 Proyecto de Los Santos (45) ............................................................................... 211

RECURSOS ENERGÉTICOS ............................ 213

ANTRACITA Y HULLA (CLASES 8 Y 9) ............................................................... 213 Fm. San Emiliano ............................................................................................. 215 Carbonífero de La Demanda (46) ....................................................................... 216 Grupo Sama (Cuenca Carbonífera Central) (47) ................................................. 217 Cuenca de Guardo-Valderrueda (48) .................................................................. 218 Cuenca de La Pernía-Barruelo (49) .................................................................... 220 Cuenca de Canseco-Rucayo-Reyero-Salamón (50) ................................................. 222 Cuenca de Teverga-San Emiliano (51) ................................................................ 222 Cuenca de Sabero (52) ...................................................................................... 223 Cuenca de Ciñera-Matallana (53) ...................................................................... 224 Cuenca de La Magdalena (54) ........................................................................... 226 Cuenca de Villablino (55) ................................................................................. 227

Área de Cerredo ................................................................................................. 228 Áreas de Paulina, María-Bolsada y Calderón-Villablino ...................................... 229 Áreas de Lumajo y Carrasconte .......................................................................... 229

Cuenca de El Bierzo (56)................................................................................... 230 Descripción de la cuenca .................................................................................... 230 Bloque de Fabero ............................................................................................... 232 Bloque de Langre ............................................................................................... 233 Bloque de Noceda .............................................................................................. 233 Bloque de Almagarinos....................................................................................... 236 Bloque de Torre ................................................................................................. 236

LIGNITO (CLASE 10) .......................................................................................... 238 Región Vasco-Cantábrica ................................................................................... 238 Cordillera Ibérica .............................................................................................. 240

URANIO ............................................................................................................. 240 Mineralizaciones en rocas plutónicas .................................................................. 241 Mineralizaciones en rocas metamórficas ............................................................. 241 Mineralizaciones en rocas sedimentarias ............................................................. 242

Área de Ciudad Rodrigo (57) ............................................................................. 242

HIDROCARBUROS (CLASE 11) .......................................................................... 245 Campo de Ayoluengo (58) .................................................................................. 247 Otras áreas ....................................................................................................... 249

MINERALES INDUSTRIALES .......................... 252

13

ARCILLAS CERÁMICAS ROJAS .......................................................................... 253 Cuenca del Duero (1)......................................................................................... 254 Cuenca de El Bierzo (2) ..................................................................................... 256 Corredor de La Bureba (3) ................................................................................. 256 Cuenca de Almazán (4) ..................................................................................... 257 Cuenca de Ayllón (5) ......................................................................................... 257 Cuenca de Ciudad Rodrigo (6) ........................................................................... 258 Cuenca de Amblés (7) ........................................................................................ 258

ATTAPULGITA-SEPIOLITA ............................................................................... 259 Cuenca de Ayllón (8) ......................................................................................... 260

BARITA ............................................................................................................. 261 Zona Cantábrica (9) .......................................................................................... 261 Sinclinal de Alcañices (10) ................................................................................. 262

CALIZAS Y DOLOMÍAS ...................................................................................... 264 Área de la Robla (11) ........................................................................................ 265 Área de Velilla (12) ........................................................................................... 266 Área de Corullón (13) ........................................................................................ 267

CUENCA DEL DUERO ................................................................................................ 268 Área de Hontoria (14) ....................................................................................... 269 Área de Quintanilla (15) ................................................................................... 269

CAOLÍN ............................................................................................................. 271 Área de Barrios de Luna (16) ............................................................................. 271 Área de Pola de Gordón (17) .............................................................................. 273 Área de Sayago (18)........................................................................................... 273 Área de Calabor (41) ......................................................................................... 274 Área Borde norte de Guadarrama (42) ................................................................ 274

FELDESPATO .................................................................................................... 276 PEGMATITAS ............................................................................................................... 276 Área de Fermoselle-Muga de Sayago (19) ............................................................. 277 Área de Masueco-Vitigudino (20) ....................................................................... 277 Área de La Fregeneda (21) ................................................................................. 277 Área de Aldehuela (22) ...................................................................................... 279 Área de Castellanos-Bercimuelle (23) .................................................................. 281 Área de La Adrada (24) .................................................................................... 281 Área de Calabor (41) ......................................................................................... 282 Área Borde norte de Guadarrama (42) ................................................................ 282

ARENAS FELDESPÁTICAS .......................................................................................... 282 GRANITOS ALTERADOS ............................................................................................ 283

MICAS ............................................................................................................... 283 Área de Martinamor (25) ................................................................................... 285 Explotación de Tamame ..................................................................................... 287

SÍLICE ................................................................................................................ 287 Área de Arija (26) ............................................................................................. 287 Área de Valdecastillo (27).................................................................................. 288 Área de Montorio (28) ....................................................................................... 288 Área de Vidriales (29) ....................................................................................... 290 Área de Covarrubias (30) ................................................................................... 290

14

Área de Pedraza (31) ......................................................................................... 290 Área de Prádena (32) ........................................................................................ 291 Área de Calabor (41) ........................................................................................ 291 Área Borde norte de Guadarrama (42) ............................................................... 292

SULFATO SÓDICO ............................................................................................. 292 Corredor de La Bureba (33) ............................................................................... 292

TALCO ............................................................................................................... 295 Área de Puebla de Lillo (34) .............................................................................. 295

TURBA ............................................................................................................... 299 Área de Santa Gadea (35) ................................................................................. 299 Área de Basconcillos (36) .................................................................................. 299 Área de Sanabria (37) ....................................................................................... 301

YESO .................................................................................................................. 301 Corredor de La Bureba (38) ............................................................................... 303

CUENCA DEL DUERO ................................................................................................ 304 Área de Torquemada (39) .................................................................................. 304 Área de Portillo (40) ......................................................................................... 305

OTROS ............................................................................................................... 306 Alunita ............................................................................................................. 306 Azufre .............................................................................................................. 307 Bauxita ............................................................................................................ 308 Bentonita .......................................................................................................... 308 Fluorita ............................................................................................................ 308 Fosfatos ............................................................................................................ 309 Grafito ............................................................................................................. 310 Halita .............................................................................................................. 310 Minerales de Litio ............................................................................................. 310 Nitratos ............................................................................................................ 311 Wollastonita ..................................................................................................... 311

ROCAS ORNAMENTALES ............................. 313

ARENISCAS Y CUARCITAS ................................................................................ 313

CALIZAS Y MÁRMOLES ...................................................................................... 315

PIZARRAS .......................................................................................................... 320

GRANITOS ......................................................................................................... 324

ÁRIDOS ....................................... 328

MINERALES ORNAMENTALES .......................... 331

Aragonito .......................................................................................................... 331 Berilo ............................................................................................................... 332 Calcita ............................................................................................................. 332 Casiterita.......................................................................................................... 332 Cuarzo ............................................................................................................. 333 Pirita ................................................................................................................ 334 Yeso.................................................................................................................. 334 Variscita ........................................................................................................... 335

15

Otros ................................................................................................................ 336

BIBLIOGRAFÍA ........................................................ 337

GLOSARIO .......................................................................................................... 395

CLAVE DE ABREVIATURAS UTILIZADAS EN EL TEXTO .......................................... 419

17

Presentación

Castilla y León cuenta con una tradición minera ciertamente ant iquísima. Quizás el más inmediato ejemplo

venga dado por las explotaciones romanas de oro, con su mayor exponente en la enorme corta de Las Médulas,

en León, donde se removieron unos 228 millones de metros cúbicos de roca y lodos, constituyendo hoy día un

espacio protegido para preservar un documento histórico espectacular.

El desarrollo de las civilizaciones y el progreso industrial han vi ajado parejos con las extracciones mineras. Si

bien es cierto que las materias primas minerales no siempre se han traducido en un inmediato desarrollo de la

zona en que se extrajeron, también es verdad que todos los países que mantienen activa su minería cuentan con

una mayor independencia exterior y un superior enriquecimiento por el uso de recursos propios.

Conscientes de ello, nuestra historia minera y la previsión de lo que pueda ser en el futuro está íntimamente

relacionada con las características de nuestros terrenos, nuestro subsuelo, en una palabra, nue stra geología.

Así, el documento primero de este trabajo es el mapa geológico, síntesis de toda la documentación disponible,

donde se plasman la diversidad de materiales y edades de sus formaciones. Esta variedad de materiales y de

minerales son la base de un pasado y de las posibilidades de un futuro, cuyo conocimiento permitirá indagar

sobre lo oculto, sacarlo a la luz del día y aprovecharlo para el bien de la Com unidad.

Partiendo de esta base, el eje del trabajo lo constituirán los yac imientos minerales que, para mejor

visualización, se han distribuido en dos mapas, uno con los minerales metálicos y energéticos y otro donde se

plasman los minerales industriales, rocas ornamentales y áridos.

Con ello se pretende disponer de una síntesis de los yacimientos minera les conocidos, ya sean los que están en

explotación, o aquéllos que, con un grado mayor o menor de agotamiento, fueron explotados en tiempos pasados.

En suma, a través de este “Mapa Geológico y Minero de Castilla y León”, el Gobierno Regional desea

presentar un necesario instrumento técnico y científico a todas las empresas mineras que actúan en nuestra

Comunidad. Asimismo, espera que también contribuya al desarrollo de nuevos trabajos que redunden en la

profundización de los conocimientos sobre los recurso s geológicos y mineros de Castilla y León.

Juan José Lucas

Presidente de la Junta de Castilla y León

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Introducción

La Comunidad Autónoma de Castilla y León, con más de 94.000 km2, es la

región más grande de Europa. Tiene, además, una gran variedad geológica, ya que en ella se encuentran terrenos precámbricos y paleozoicos del Macizo Hespérico, los mesozoicos de la Cordillera Ibérica y la Región Vasco-Cantábrica, la cuenca terciaria del Duero y otras satélites y depósitos cuaternarios.

Como consecuencia de su extensión geográfica y de su variedad geológica, es muy grande la diversidad de sus yacimientos minerales, cuya importancia es conocida desde la antigüedad. Según los últimos datos disponibles su aportación al valor de la producción minera nacional es del 22% (año 1994), lo que la convierte en la primera región minera española, muy por delante de las demás.

El Mapa Geológico y Minero de Castilla y León se ha planteado, en consecuencia, con los siguientes objetivos:

Ser un documento de infraestructura geológica y minera básica de la Comunidad.

Ayudar a difundir la realidad minera, para el conocimiento de la distribución de sus materias primas, minas e indicios mineros.

Ser una herramienta útil para la promoción minera, proporcionándole a las empresas, tanto nacionales como extranjeras, una documentación integrada, útil para la prospección.

Ser un elemento que ayude en la planificación, tanto de los organismos públicos, como de las empresas.

Ser la base para un futuro Libro de la Minería de Castilla y León.

El presente documento consta de una memoria, de unas tablas de minas e indicios mineros y de tres mapas: 1, Geología; 2, Minerales Metálicos y Recursos Energéticos; y 3, Rocas y Minerales Industriales. Se añade además un glosario que facilite el acceso al texto. Toda la información, ya sea texto, bases de datos o cartografía, se proporciona asimismo en un CD ROM, para su fácil manejo a través de un PC.

La memoria consta de dos apartados fundamentales: Geología y Minería. Estructurada de un modo sencillo, su objetivo es proporcionar una información actualizada y relativamente completa de estas materias. En todo caso remite a los trabajos de más interés, que permitan ampliar cualquier tema.

Para la realización del proyecto se ha constituido un archivo con más de 2.500 documentos sobre la Geología y la Minería de Castilla y León, ya sean libros, artículos científicos, tesis, o trabajos de investigación geológico -minera. Toda esta documentación se ha clasificado siguiendo las mismas denominaciones y criterios que en resto del proyecto, y se ha informatizado en una base de datos en Access v 7.0.

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La base de datos de minas e indicios mineros en Access v 7.0 se ha elaborado a partir de más de 30 trabajos realizados por la Junta de Castilla y León desde 1984; primero, por el Servicio de Investigación Minera y, desde 1988, a través de SIEMCALSA. Esta información se ha actualizado en las Secciones de Minas provinciales, y se ha completado con información procedente, sobre todo, del Instituto Tecnológico GeoMinero de España. El número total de indicios censados ha alcanzado los 4.600, con más de 55 campos.

Para la elaboración del Mapa Geológico (Mapa 1) se ha hecho una columna geológica de síntesis constituida por 65 unidades estratigráficas y grupos de rocas ígneas. Una descripción de estas unidades la puede tener siempre a la vista extendiendo la solapa de la contraportada. La cartografía geológica elaborada es un trabajo de síntesis hecho, esencialmente, a partir del Mapa Geológico Nacional de E. 1:50.000 (Serie MAGNA), realizado por el Instituto Tecnológico GeoMinero de España. Se han usado además otras cartografías, que se detallan en el apartado de metodología del capítulo de Geología.

Sobre la misma base geológica se representan las minas e indicios mineros; únicamente se le ha rebajado el color para que resalten más éstos. Dado el número de indicios a representar, se han distribuido en dos mapas, por recursos geológicos. Aún así, su elevado número ha hecho imposible que todos ellos estén representados, por lo que indicios de la misma sustancia, tipología, etc., se han agrupado, de modo que el más importante de ellos incluye a los que no están representados. Esta circunstancia está indicada en las tablas de indicios. No se ha hecho este agrupamiento en la información digital.

Teniendo en cuenta la voluntad de darle utilidad pública al proyecto, y puesto que todo él estaba informatizado, se ha considerado que sería muy práctico proporcionar la información en soporte digital, para la fácil consulta de toda la documentación almacenada.

Por este motivo se han aglutinado todos los documentos (cartografía geológica, memoria, indicios mineros, bases de datos asociadas y bibliografía) en un CD ROM y se ha elaborado una sencilla aplicación para su consulta.

Para la elaboración de la aplicación se ha utilizado Visual Basic v 5.0 de Microsoft, por tratarse de un lenguaje de programación en entorno Windows, lo que facilita la posterior utilización de la aplicación.

La gestión de la información cartográfica se realiza mediante MapObjects LT de Esri, que se integra en Visual Basic y permite la visualización y consulta de archivos generados por un Sistema de Información Geográfica (SIG o GIS).

Además de las consultas guiadas, se proporcionan las bases de datos originales en Access v 7.0 y la cartografía geológica en formato shape, de modo se puedan usar libremente siempre que se cuente con los programas adecuados, con la única limitación de citar la fuente de la información.

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Agradecimientos

La realización de un trabajo tan amplio ha exigido la solicitud de cartografías inéditas, información, comentarios y sugerencias de numerosas personas.

En el capítulo de Geología, para completar la cartografía geológica de áreas en que no está elaborada la de la serie MAGNA, o ésta se había quedado antigua, aportaron cartografías inéditas de sus Tesis Doctorales o de Licenciatura, o de diversos trabajos: Angela Alonso, Jaime Delgado, Miguel López Plaza y demás componentes del Área de Petrografía de la Universidad de Salamanca, Roberto Rodríguez y Pedro Villar. A todos ellos nuestro agradecimiento.

Queremos agradecer las sugerencias y comentarios de Angela Alonso, Juan Carlos Gómez y Antonio Pineda para la elaboración de la columna geológica del Mesozoico. Así mismo, agradecemos a Ricardo García-Espina y a Angel Martín Serrano los comentarios sobre sus área de Tesis.

Para la actualización de toda la información de Minería ha sido muy importante la colaboración de los técnicos del Servicio de Minas, de las Secciones de Minas provinciales y de la comarcal de El Bierzo. A todos ellos se lo queremos agradecer vivamente.

También queremos agradecer, en el capítulo de Minería, la amable colaboración de Pedro Florido y Fernando Tornos, de la oficina del ITGE de Salamanca, y de Fernando Villegas y Juan Boquera.

Queremos expresar nuestra gratitud, por el interés mostrado en el proyecto y su amable colaboración, a los asesores del Departamento de Geología de la Universidad de Salamanca.

La reproducción de las figuras que se relacionan a continuación ha sido autorizada por los autores, las publicaciones o las editoriales, a los que queremos expresar nuestro agradecimiento:

Fig. 9: López Plaza (1982), en López Plaza, M., Carnicero, A. (1987): El plutonismo hercínico de la penillanura salmantino zamorana (centro -oeste de España): visión de conjunto en el contexto geológico regional. In: Geología de los granitoides y rocas asociadas del Macizo Hespérico . (Bea, F., Carnicero, A., Gonzalo, J.C., López Plaza, M. y Rodríguez Alonso, M.D., Eds.). Libro Homenaje a L. C. García de Figuerola. Ed. RUEDA. Madrid. p. 53-68.

Fig. 11: Díez Balda, M. A., Martínez Catalán J. R., Ayarza Arribas, P. (1995): Syn-collisional extensional collapse parallel to the orogenic trend in a domain of steep tectonics: the Salamanca Detachment Zone (Central Iberian Zone, Spain). Jour. Struct. Geol., 17 (2): 163-182. Ed. Elsevier Science Ltd.

Fig. 12: Martínez Catalán, J. R., Pérez Estaún, A., Bastida, F., Pulgar, J. A., Marcos, A. (1992b): La zona Asturoccidental-leonesa: estructura. In: Paleozoico Inferior de Ibero-América. (Gutiérrez Marco, J. C., Saavedra, J. & Rábano, I., Eds.). Univ. Extremadura. 463-468.

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Fig. 13 y 14: Pérez Estaún, A., Bastida, F., Alonso, J. L., Marquínez, J., Aller, J., Álvarez Marrón, L., Marcos, A., Pulgar, J. A. (1988): A thin-skinned tectonics model for a arcuate fold and thrust belt: the Catabrian Zone (Variscan Ibero Armorican Arc). Tectonics, 7 (3): 517-537. Ed. American Geophysical Union.

Fig. 15: Alonso, J. L., Pulgar, J. A., García Ramos, J. C., Barba, P. (1996): Tertiary basing and Alpine tectonics in the Cantabrian Mountains (NW Spain). In: Tertiary Basins of Spain: The Stratigraphic Record of Crustal Kinematics . (Friend, P. F.& Dabrio, C. J. Eds.). World and Regional Geology. Cambridge University Press. 6: 214-227.

Fig. 15: Espina, R. G. (1996): Tectónica extensional en el borde Occidental de la Cuenca Vasco-Cantábrica (Cordillera Cantábrica, NO de España). Geogaceta, 20 (4): 890-892. Ed. Sociedad Geológica de España.

Fig. 16: Guimerá, J., Alonso, A., Ramón Mas, J. (1995): Inversion of an extensional-ramp basin by a newly formed thrust: the Cameros basin (N. Spain). Basin Inversion, Vol. Esp. 88: 433-453. Eds. Buchanan, J.G. & Buchanan, P. G. Geological Society of United Kingdom.

Fig. 19: Prado, J. G., Colmenero, J. R. (1992): Rango de los carbones de las cuencas de la Cordillera Cantábrica. III Cong. Geol. Esp., Salamanca, Simposios, 2: 277-283.

Fig. 22: Barba, P., Heredia, N., Villa, E. (1991): Estratigrafía y edad del Grupo Lena en el sector de Lois-Ciguera (Cuenca Carbonífera Central, NO de España). Rev. Soc. Geol. España, 4 (1-2): 61-77.

Fig. 23: Wagner et al. (1977), en Martínez Díaz, C., Coord. (1983): Carbonífero y Pérmico de España. X Cong. Int. Estrat. y Geol. del Carbonífero. ITGE. Madrid, 501 p.

Fig. 24: Alonso, J. L., Suárez, A., Rodríguez Fernández, L. R., Farias, P., Villegas, F. J. (1990): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 103 (La Pola de Gordón). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. ITGE. Madrid.

Fig. 25: IGME (1984): Revisión y Síntesis geológico-minera de la Cuenca Carbonífera de El Bierzo (León). Informe interno nº 11101. (Fernández García, L. G., Moro Gómez, C., Gómez Prieto, J. A., Álvarez del Campo, C.). 98 p. y 14 planos.

Fig. 26: Querol (1967), en Arribas Moreno, A., Jiménez Fuentes, E., Reguilón Bragado, R., Moro Benito, C., Arribas Rosado, A. (1982): Sector Geológico-Minero. In: Perfil Económico de Castilla y León. p. 27-81.

Por último este proyecto no habría salido adelante sin el decidido apoyo de la Junta de Castilla y León y, más específicamente, de la Consejería de Industria, Comercio y Turismo, de la Dirección General de Industria, Energía y Minas y de su Servicio de Minas.

GEOLOGÍA

Geología 25

La Comunidad de Castilla y León constituye un territorio con marcadas diferencias geológicas, debido a que en su amplia extensión se encuentran representados dominios geológicos tan distintos como el Macizo Hespérico, las Cadenas Alpinas y la Cuenca del Duero (Fig. 1). Cada uno de ellos presenta unas características geológicas propias, tanto estratigráficas como estructurales, que hacen que su estudio se aborde casi siempre de forma independiente:

Macizo Hespérico: también llamado Macizo Ibérico, está constituido por materiales precámbricos y paleozoicos, deformados durante la Orogenia Hercínica. Se extiende por el norte, sur y oeste de Castilla y León, así como por todo el oeste peninsular.

Cadenas Alpinas: formadas por materiales mesozoicos afectados por la Orogenia Alpina. En Castilla y León están presentes la Cuenca Vasco-Cantábrica (Cordillera Cantábrica) al noreste, y la Cordillera Ibérica al este, que incluye algunos afloramientos de materiales premesozoicos.

Cuencas Terciarias: están representadas por la Cuenca del Duero, que ocupa una gran extensión en el centro de Castilla y León, y por una serie de prolongaciones y cuencas satélites menores (Almazán, Ciudad-Rodrigo, El Bierzo, etc).

Con la realización de esta memoria, se ha pretendido dar una visión general y actualizada de la Geología de Castilla y León, incidiendo en aquellos aspectos que puedan resultar más relevantes desde el punto de vista minero, e intentando mantener una cierta coherencia a la hora de describir las características estratigráficas y estructurales de los tres dominios.

En los capítulos de Estratigrafía y Rocas Ígneas se ha realizado una descripción de los distintos materiales que componen el subsuelo de Castilla y León, para lo cual se han agrupado según criterios litoestratigráficos y petrológicos en 65 unidades, que se representan con colores diferentes en el mapa. El capítulo de Estratigrafía está dedicado al conjunto de materiales de origen sedimentario, que corresponde a las 52 primeras unidades, en tanto que las 13 restantes pertenecen al capítulo de Rocas Ígneas.

En el capítulo de Tectónica se han descrito los procesos orogénicos que han dado lugar a las distintas estructuras reconocibles en el Macizo Hespérico y en las Cadenas Alpinas.

Las variaciones estratigráficas y estructurales que presentan los tres grandes dominios referidos anteriormente, han propiciado su divis ión en zonas o dominios menores, que han sido utilizados para facilitar la comprensión de la columna estratigráfica del mapa y la memoria geológica. En la figura 1 se puede observar la distribución espacial de estas divisiones, así como las principales estructuras hercínicas y alpinas a que se hace referencia en el capítulo de Tectónica.

26 Geología

Metodología El Mapa Geológico (Mapa 1) que acompaña a esta memoria, y que ha servido de base cartográfica a los mapas mineros 2 y 3, es el resultado de una síntesis realizada a partir de trabajos anteriores, con la que se pretende dar una visión general y actualizada de la geología de Castilla y León. Anteriormente se habían realizado otros trabajos de síntesis geológica a nivel provincial y regional, entre los que cabe destacar:

Mapa Geológico de Castilla y León, E. 1:500.000, realizado por SIEMCALSA para la Consejería de Medio Ambiente y Ordenación del Territorio, y publicado por la Junta de Castilla y León en 1995.

Mapa Geológico de la Provincia de León, E. 1:200.000, rea lizado y publicado por el ITGE en 1994.

Geología de Castilla y León, E. 1:200.000, realizado por EGEO para la Junta de Castilla y León en 1986 (no publicado).

La principal diferencia entre estos trabajos y el actual, aparte de la escala, estriba en que aquí se ha enfocado la cartografía desde un punto de vista minero, tratando de resaltar los principales aspectos geológicos a los que se asocian los yacimientos minerales.

Para la realización de la síntesis geológica se ha utilizado como fuente principal la cartografía a E. 1:50.000 de la Serie MAGNA, elaborada por el Instituto Tecnológico GeoMinero de España (ITGE), y compuesta, en Castilla y León, por 236 hojas. En la figura 2 se ha representado el estado actual de esta cartografía, agrupando las hojas en los siguientes tipos:

Hojas editadas: realizadas en dos periodos distintos, que corresponden a la 1ª serie (6 hojas), y a la serie moderna o MAGNA (161 hojas).

Hojas MAGNA que aún no han sido editadas (44 hojas), y que han sido utilizadas en la presente síntesis gracias a la cortesía del ITGE.

Esta cartografía básica se ha sustituido, en la provincia de León, por el Mapa Geológico de la Provincia de León (ITGE, 1994), que también ha sido de gran ayuda en la elaboración de la columna, como se verá más adelante.

Además de toda esta información básica, se han utilizado cartografías de otras procedencias para cubrir, en unos casos, las zonas donde aún no se realizado la cartografía MAGNA (25 hojas), y en otros, para incluir las últimas aportaciones de las que se ha podido disponer. Al final de este capítulo se presenta una relación de todos estos trabajos cartográficos utilizados en la elaboración del mapa.

Por último, se han realizado puntualmente trabajos de campo, con el fin de aclarar cuestiones no resueltas con los datos disponibles.

Antes de comenzar a dibujar el mapa, ha sido necesario elaborar una columna geológica que sintetizara todas las columnas de las cartografías disponibles. Esto no ha sido una tarea fácil, teniendo en cuenta la disparidad de la geología regional, y la evolución del conocimiento geológico en los últimos 25 años, durante los cuales se ha venido realizando la cartografía MAGNA.

Geología 27

Para la elaboración de la columna se ha partido en algunos casos de síntesis previas, como la del Mapa Geológico de León comentada anteriormente. En otros casos, como el de la columna del Terciario, se ha realizado una síntesis nueva, tanto en la definición cronológica de unidades como en la división en diferentes dominios.

En toda esta labor se ha contado con el asesoramiento del Departamento de Geología de la Universidad de Salamanca, y con las aportaciones en temas concretos de otros geólogos, a los que se agradece su colaboración.

El resultado ha sido una columna compleja, que sintetiza la estratigrafía y petrología de Castilla y León en 65 unidades, distribuidas en una serie de zonas y dominios, como ya se explicó anteriormente.

Se han reflejado además las principales lagunas y discontinuidades estratigráficas, aunque para no complicar demasiado la columna se han hecho algunas simplificaciones: por un lado, se han representado solamente las discontinuidades que separan unidades en la columna; por otro, se han representado las unidades según el máximo registro cronoestratigráfico conservado en cada zona de la columna, sin tener en cuenta, por tanto, posibles lagunas parciales.

La elaboración gráfica del mapa se ha realizado a E. 1:100.000, con el fin de trabajar a una escala intermedia entre la de la cartografía básica (1:50.000, principalmente) y la del mapa final (1:400.000), lo que permite conseguir el grado de detalle adecuado para la escala del mapa.

El trabajo ha consistido en la delineación sobre papel de los contactos de las 65 unidades y de las principales estructuras, suavizando los trazados para conseguir un grado de detalle acorde con la escala final. Se han eliminado además algunos depósitos cuaternarios que podían entorpecer la visión general de las estructuras, y hacer demasiado densa la información del mapa.

Una vez dibujada la cartografía a escala 1:100.000, se ha traducido a formato digital mediante tableros digitalizadores, utilizando como herramienta el programa AUTOCAD v 12. Esta primera información en formato digital se ha transformado a entidades topológicas utilizando el programa SIG ArcCAD v 11.3 de Esri, ya que al ser una aplicación vertical de AUTOCAD, permite efectuar esta transformación de una forma prácticamente inmediata.

ArcCAD proporciona una distribución de la información en coberturas temáticas (reflejadas en categorías de polígonos, líneas, puntos y anotaciones), de distintos tipos de información (recintos geológicos, estructuras tectónicas, red hidrográfica, vías de comunicación, núcleos urbanos, etc.), en función del modelo de datos diseñado.

A continuación, mediante el SIG ArcView v 2.1, se ha procedido a la edición de estas coberturas para la publicación definitiva (colores, tipos de líneas, grosores apropiados, leyenda, etc.); se han generado los archivos adecuados para la posterior filmación en fotomecánica y reproducción en la imprenta, y se han utilizado los archivos en formato shape, que han servido de base para la realización de la aplicación informática de consulta.

28 Geología

CARTOGRAFÍAS UTILIZADAS A PARTE DEL MAGNA (MAPA 1).

La cartografía de la Serie MAGNA, utilizada como base para la síntesis del presente mapa geológico, ha sido parcialmente completada y actualizada con los siguientes trabajos:

Alonso (1980): cartografía del Mesozoico de la Serrezuela (hojas 375, 402, 403 y 431).

Antona y Martínez (1990): cartografía del Sinclinal de Alcañices (hojas 306, 338, 339 y 368).

Ares et al. (1995): área del Horst de Mirueña (hoja 505).

Armenteros (1986): cartografía del terciario al norte de la Serrezuela (hojas 374, 375, 376, 402 y 403).

Beuther (1965): cartografía del G. Urbión en la Sierra de Cameros (hoja 349).

Delgado (in litt): cartografía de la hoja de Tordesillas (371).

Departamento de Geología de la Universidad de Oviedo e IGME (1989): se ha utilizado la Síntesis cartográfica E. 1:100.000 de diversas unidades tectónicas de la Zona Cantábrica, publicada en Trabajos de Geología nº 18 (1989), para simplificar la estructura de la Zona Cantábrica.

Departamento de Petrología de la Universidad de Salamanca (1983): se ha utilizado la Síntesis Geológica del Basamento, para la cartografía de rocas plutónicas de las hojas 395 y 396, y en parte, 423, 424, 450, 451, 474, 475 y 477; en estas hojas se han hecho ligeros retoques según Martínez Fernández (1974b), Carnicero (1980), García de los Ríos (1981), López Plaza (1982), Gonzalo et al. (1994), y Alonso Castro y López Plaza (1994).

Diez Balda et al. (1995): cartografía del Complejo Esquisto-Grauváquico al sur de Salamanca (hojas 478, 502, 503, 527, 528 y 529).

EGEO (1986): se ha utilizado la Síntesis Geológica a E. 1:200.000, para elaborar la cartografía en las zonas del centro de la Comunidad donde no hay Serie MAGNA.

Escuder Viruete et al (1994a): despegue del Domo Gnéisico del Tormes (hoja 423).

García de Figuerola et al. (1983): ligeros cambios en las rocas plutónicas del área de Bercimuelle (hoja 529).

García de los Ríos (1990): ligeras modificaciones en la parte central de la hoja 506.

González Casado y Capote (1986): basamento hercínico de la Serrezuela (hoja 403).

IGME (1986): se ha utilizado el trabajo Potencial Básico de Granitos y Gneises Ornamentales en Castilla y León, para confeccionar la cartografía de las hojas 576 y 601.

Geología 29

ITGE (1990): se ha utilizado la Documentación sobre la Geología del subsuelo de España (informe interno del ITGE nº 29040), para la elaboración de la cartografía en las zonas del centro de la Comunidad donde no existe Serie MAGNA, y para cartografiar la Serie Roja en las hojas 424 y 425.

Macaya (1980 y 1981): comarca de Las Batuecas (hoja 552).

Marín et al. (1995): cabalgamientos del flanco sur del Domo del Valsurvio (hoja 132).

Martínez García (1973): cartografía de rocas plutónicas de Sanabria (hojas 266 y 267).

Moreno Ventas et al. (1995): elaboración de parte de la hoja 578.

Peinado (com. pers.): sugerencias sobre el ángulo sureste del Sistema Central.

Pérez Torrado (1988): algún cambio en pequeñas zonas de las hojas 576 y 577.

Quiroga (1980): cartografía del Sinclinal de Alcañices (hojas 306, 338, 339 y 368).

Rodríguez Fernández (1994): cabalgamientos de la Unidad del Pisuerga-Carrión (hojas 80, 81, 82, 105, 106 y 107).

SIEMCALSA (1996): cartografía del área de Los Santos, al oeste de Guijuelo (hoja 528).

Suárez et al. (1996): estructura de los klippes del área del Porma (Hoja 104).

Tischer (1965): cartografía del G. Urbión en la Sierra de Cameros (hoja 348).

Villar (1990): cartografía en la zona del Granito de Ricobayo y del Antiforme de Villadepera.

Estratigrafía 30

Estratigrafía

La mayor parte del territorio de Castilla y León está formado por rocas de origen sedimentario, que en conjunto constituyen un registro estratigráfico muy completo, con representación de todas las épocas de la escala geocronológica desde el Precámbrico superior hasta el Cuaternario.

En el registro estratigráfico se pueden distinguir tres grandes ciclos sedimentarios, Precámbrico, Hercínico y Alpino, que coinciden a grandes rasgos con las eras precámbrica, paleozoica y mesozoico-terciaria, respectivamente.

Los materiales depositados durante los dos primeros ciclos constituyen el basamento hercínico, dado que están igualmente afectados por la Orogenia Hercínica, y se encuentran representados en los afloramientos del Macizo Hespérico y en algunas zonas de la Cordillera Ibérica (Fig. 1). En la columna estratigráfica del Precámbrico y Paleozoico han sido agrupados en 17 unidades, que se distribuyen en las distintas zonas en que tradicionalmente se divide el Macizo Hespérico (Fig. 1 y 3). Las rocas precámbricas y paleozoicas son en su mayoría de naturaleza silícea (pizarras, areniscas, cuarcitas), excepto en el norte, donde hay una buena representación de rocas carbonatadas (calizas), que en algunas áreas llegan a ser predominantes (por ejemplo: Picos de Europa).

El ciclo sedimentario Alpino comprende 29 unidades que han sido representadas en dos columnas estratigráficas distintas, correspondientes al Mesozoic o y Terciario, debido a que las diferencias entre sus respectivas divisiones en zonas no permiten construir una única columna (ver figuras 1, 4 y 5). Las unidades mesozoicas están formadas por materiales tanto silíceos (lutitas, areniscas y conglomerados) como carbonatados (calizas y margas), sin que predomine claramente ninguno de los dos tipos. Los materiales terciarios son mayoritariamente terrígenos (arcillas, arenas, areniscas y conglomerados), y presentan en algunas zonas unos niveles carbonatados a techo (calizas y margas) que forman amplios afloramientos en la parte centrooriental de la cuenca, dando lugar al característico relieve de los Páramos (Fig. 1).

Finalmente, se han distinguido 6 tipos de depósitos cuaternarios (ver figura 5), con diferente significado geomorfológico o genético, que están formados por materiales apenas consolidados (gravas, arenas y arcillas).

En este capítulo se describirán las 52 unidades que componen la columna estratigráfica de los mapas, indicando para cada una de ellas la composición litológica, unidades litoestratigráficas que agrupa, posición estratigráfica, edad, y medio sedimentario, citando además los principales trabajos consultados.

PRECAMBRICO Y PALEOZOICO

El conjunto de materiales que constituyen el basamento hercínico de Castilla y León, se depositó a lo largo de dos grandes ciclos sedimentarios, Precámbrico y Hercínico, que coinciden a grandes rasgos con las eras precámbrica y paleozoica. El límite entre ambos está marcado por la Discordancia Cadomiense, reconocible

Precámbrico y Paleozoico 31

en el contacto de las unidades 1 y 3 en el noroeste de la Comunidad, y ausente en el resto de las zonas, donde el paso del Precámbrico al Paleozoico se realiza con continuidad sedimentaria.

El ciclo sedimentario del Precámbrico está representado en Castilla y León por unas secuencias de medios marinos profundos, que evolucionan a techo a medios de plataforma siguiendo una tendencia somerizante. Estos depósitos se interpretan como el relleno sinorogénico de una cuenca de antepaís, en relación con las etapas finales de la Orogenia Cadomiense (Ribeiro et al., 1990).

El ciclo sedimentario hercínico se puede dividir en dos etapas, preorogénica y sinorogénica, según sea la sedimentación anterior o contemporánea al desarrollo de las principales fases de deformación hercínica. El límite entre ambas etapas se sitúa en torno al tránsito Devónico-Carbonífero, con variaciones debidas a la heterocronía del comienzo de la deformación. En líneas generales, la sedimentación preorogénica tiene lugar en ambientes de plataforma, a veces compartimentada en cubetas más subsidentes, y con transición a medios más someros e incluso continentales hacia el norte. Durante la etapa sinorogénica se invierte el sentido de los aportes, debido al avance desde el suroeste del frente orogénico, que lleva asociado una cuenca de antepaís con altas tasas de sedimentación; al final de esta etapa, desarrollada principalmente en el Carbonífero, se forman cuencas intramontañosas en relación con grandes fracturas tardihercínicas y rejuegos de estructuras anteriores. La secuencia estratigráfica del Paleozoico concluye con los depósitos postorogénicos pérmicos, ligados a los últimos eventos tardihercínicos y al inicio del ciclo alpino.

Las principales variaciones reconocibles en la secuencia premesozoica se producen en sentido transverso a la dirección de la cadena hercínica. De este modo, se puede hablar de una zonación desde las partes más internas de la cadena, al sur de la Comunidad, a las más externas situadas al norte. Esta zonación ha propiciado la división del Macizo Hespérico en grandes zonas con diferentes características estratigráficas y estructurales. La división más ampliamente aceptada es la de Julivert et al. (1972), modificada de otra anterior de Lotze (1945); de las cinco zonas de Julivert et al., únicamente tres están presentes en Castilla y León:

Zona Centroibérica

Zona Asturoccidental-Leonesa

Zona Cantábrica

La primera representa la parte más interna de la cadena hercínica. En la Comunidad, la Zona Centroibérica se extiende por las provincias de Segovia, Ávila, Salamanca, Zamora, y por el sur de León.

Los materiales que predominan corresponden al Precámbrico-Cámbrico, y se agrupan en su mayor parte bajo el nombre de Complejo Esquisto-Grauváquico. Junto a ellos afloran rocas ígneas prehercínicas, y una serie de gneises conocidos como Ollo de Sapo. Sobre todo este conjunto se superpone en discordancia una serie ya plenamente paleozoica, que abarca términos ordovícicos, silúricos y devónicos, y que presenta mayores afloramientos en la parte norte. La serie es detrítica casi en su totalidad, y sólo aparecen niveles carbonatados en el Cámbrico inferior.

Todos estos materiales se encuentran deformados y metamorfizados, en ocasiones intensamente, por la Orogenia Hercínica. Los depósitos devónicos sinorogénicos

32 Precámbrico y Paleozoico

marcan los primeros episodios de la deformación en esta Zona. Las principales estructuras son los pliegues, que permiten distinguir dos dominios (Díez Balda et al., 1990):

Dominio de Pliegues Verticales

Dominio de Pliegues Acostados

El límite entre ambos dominios está enmascarado por las abundantes intrusiones graníticas de la Zona. Entre los pliegues, destacan por su clara expresión cartográfica los sinclinales de Truchas, Alcañices y Tamames, que alojan en su parte central la serie postcámbrica, y el Anticlinorio de Ollo de Sapo, en cuyo núcleo afloran los gneises del mismo nombre.

Al norte de la Zona Centroibérica, y separada de ésta por la Falla del Morredero, se encuentra la Zona Asturoccidental-Leonesa, que ocupa una posición intermedia entre las partes más internas de la cadena (Zona Centroibérica) y las más externas (Zona Cantábrica).

La Zona Asturoccidental-Leonesa está representada en la Comunidad en dos áreas: el oeste de la provincia de León, y la Cordillera Ibérica, que incluye la Sierra de La Demanda y los pequeños afloramientos del este de Soria (Rama Aragonesa).

Los materiales predominantes son de edad Cámbrico-Ordovícico-Silúrico. Se sitúan en discordancia sobre el Precámbrico, lo que revela una inestabilidad en esta Zona al comienzo del Cámbrico que no afectó a la Zona Centroibérica . No se aprecia, sin embargo, la discordancia del Ordovícico basal que separaba los dos conjuntos sedimentarios de la Zona Centroibérica. En la serie están presentes también los materiales devónicos, esta vez preorogénicos, y los carboníferos sinorogénicos y discordantes. La sedimentación es principalmente detrítica, con niveles carbonatados en el Cámbrico, Ordovícico sup. y Devónico.

La Orogenia Hercínica provoca el metamorfismo de la serie sed imentaria, y el desarrollo de pliegues y cabalgamientos como estructuras principales. Una de ellas, el cabalgamiento basal del Manto de Mondoñedo, sirve de límite a dos dominios con diferencias de carácter estratigráfico:

Dominio del Manto de Mondoñedo, o de Mondoñedo-Peñalba

Dominio del Navia-Alto Sil, con potentes capas de cuarcitas cámbricas, y mayor desarrollo de la serie del Ordovícico medio y superior .

Los afloramientos de la Cordillera Ibérica se sitúan en la parte norte de la Zona, en una posición similar a la del Dominio del Navia-Alto Sil.

Al norte de la Zona Asturoccidental-Leonesa se sitúa la Zona Cantábrica, que representa las partes más externas del orógeno. El límite de ambas zonas se encuentra en el Cabalgamiento del Narcea (Gutiérrez Alonso et al., 1990), estructura que duplica la serie precámbrica del Antiforme del Narcea. La Zona Cantábrica se extiende en la Comunidad por el norte de las provincias de León y Palencia.

La secuencia estratigráfica comienza con un Precámbrico comparable al de la Zona Asturoccidental-Leonesa. Por encima se sitúa en discordancia la sucesión paleozoica preorogénica, con ausencia casi total de materiales del Ordovícico medio y superior, y un Devónico que llega a ser muy completo y principalmente carbonatado. A continuación se desarrolla una importante sucesión sinorogénica carbonífera, con abundantes términos calcáreos que representan áreas más


alejadas del frente activo (ej. Picos de Europa), y que culmina con un Estefaniense discordante.


La tectónica, de tipo epidérmico, se caracteriza por el desarrollo de mantos de corrimiento, que se emplazan hacia el interior del Arco Astúrico, y que definen una serie de unidades tectónicas (Julivert, 1971):

Unidad de Somiedo-Correcillas, que agrupa el Manto de Correcillas y el Sector del Esla-Valsurvio

Unidad de La Sobia-Bodón

Cuenca Carbonífera Central

Unidad del Ponga

Unidad de Picos de Europa

Unidad del Pisuerga-Carrión

Entre estas unidades existen diferencias estratigráficas, sobre todo en cuanto al registro de la serie preorogénica y al relleno de la cuenca sinorogénica. Las más notables se dan entre las sucesiones devónicas de la Unidad del Pisuerga-Carrión, y las del resto de las unidades.

Los últimos depósitos sinorogénicos, de edad estefaniense y presentes en esta Zona y en la Asturoccidental-Leonesa, son posteriores a la mayoría de las estructuras que limitan estas dos grandes zonas y sus divisiones internas. Estos depósitos aparecen a menudo como cuencas inconexas, y se han ajustado en la columna del Paleozoico del mapa a las unidades donde mayoritariamente se encuentran.

En el caso de los depósitos pérmicos presentes en la Comunidad, que afloran de forma aislada en la base de las series mesozoicas, se han ajustado mejor a la división en zonas de la columna del Mesozoico.

1.- Unidad Inf., Serie de Villalba y Fm. Mora: pizarras y areniscas Las rocas incluidas en esta unidad son las más antiguas de la Comunidad. Están compuestas por materiales terrígenos, principalmente pizarras y areniscas en proporción variable. Aparecen en las tres Zonas del Macizo Ibérico presentes en la Comunidad, constituyendo el núcleo de grandes estructuras antiformales.

En la Zona Centroibérica, la Unidad inferior (Rodríguez Alonso, 1985) constituye la parte basal de una potente y monótona sucesión predominantemente siliciclástica, que ha recibido tradicionalmente el nombre de Complejo Esquisto-Grauváquico. Está formada por un conjunto de alternancias de areniscas y lutitas, con algunas intercalaciones de conglomerados y niveles caóticos (Rodríguez Alonso y Palacios, 1995). Aflora en el Área de Las Hurdes-Sierra de Gata (Dominio de Pliegues Verticales), y es equivalente al Grupo y Alogrupo Domo Extremeño, y al Alcudiense inferior de áreas más meridionales de la Zona Centroibérica.

En la Zona Asturoccidental-Leonesa, la Serie de Villalba (Capdevila, 1969) consta de un tramo inferior compuesto por alternancias de pizarras y bancos de areniscas con algunos niveles de porfiroides, y uno superior de pizarras con finas intercalaciones de areniscas, menos abundantes que en el tramo anterior (Martínez Catalán, 1981). Aflora en el núcleo del Anticlinal de Sarria (terminación S del Domo de Lugo).

La Fm. Mora (De Sitter, 1961), también conocida con el nombre informal de Pizarras del Narcea, es correlacionable con la Serie de Villalba, y aflora en el núcleo del Antiforme del Narcea; en el interior de esta estructura se sitúa el límite entre las Zonas Cantábrica y Asturoccidental-Leonesa, de modo que la Fm. Mora está presente en las dos. Está compuesta por alternancias de lutitas, areniscas y microconglomerados, con niveles de


porfiroides en la parte inferior; la potencia mínima estimada es de unos 2000 m (Pérez Estaún, 1978).

Todos estos conjuntos litológicos han sido atribuidos al Vendiense superior (Precámbrico).

El medio de formación corresponde, al menos en parte, a un abanico marino profundo. La sedimentación, en facies turbidíticas, fue coetánea con una actividad volcánica responsable de las intercalaciones de rocas ígneas presentes en las sucesiones.

2.- Fm. Monterrubio: pizarras y conglomerados La Unidad superior del Complejo Esquisto-Grauváquico, en el área comprendida aproximadamente entre Salamanca y el Sinclinal de Tamames, se compone de dos formaciones: Monterrubio, que ha sido incluida en la unidad 2, y Aldeatejada, que junto a los materiales terrígenos del Cámbrico inferior constituye la unidad 3 del mapa. En el resto de las áreas se ha mantenido la Unidad superior indiferenciada (ver descripción de la unidad 4).

La Fm. Monterrubio (Díez Balda, 1986) es una sucesión de más de 2000 m. de potencia, compuesta por pizarras arenosas y pizarras negras bandeadas, con intercalaciones métricas o decamétricas de areniscas, conglomerados, anfibolitas y rocas calcosilicatadas (Rodríguez Alonso et al., 1995). El techo de esta formación se sitúa en el último tramo conglomerático-areniscoso, por encima del cual se encuentra la Fm. Aldeatejada.

La edad de la Fm. Monterrubio ha sido atribuida al Vendiense superior, y se interpreta como depositada en un medio de plataforma siliciclástica.

3.- Fms. Aldeatejada y Areniscas de Tamames, G. Cándana y Fm. Herrería: areniscas, pizarras y conglomerados

En esta unidad se incluyen las primeras sucesiones íntegramente paleozoicas de las Zonas Cantábrica y Asturoccidental-Leonesa, depositadas en discordancia sobre los materiales de la unidad 1 (Discordancia Cadomiense). En la Zona Centroibérica, la Fm. Aldeatejada contiene los primeros materiales datados como cámbricos, y se sitúa de forma continua sobre la Fm. Monterrubio.

La Fm. Aldeatejada (Díez Balda, 1986) constituye una sucesión pizarrosa de más de 2000 m de potencia con niveles de areniscas, carbonatos y calcoesquistos (Rodríguez Alonso et al., 1995). A techo pasa gradualmente a la Fm. Areniscas de Tamames (Rölz, 1972), compuesta por unos 500 m de alternancias de areniscas y pizarras con niveles carbonatados a techo.

En la Zona Asturoccidental-Leonesa, el Grupo Cándana (Lotze, 1957) está compuesto por cuarcitas, areniscas y pizarras, con un tramo intermedio pizarroso con niveles de areniscas, cuarcitas, calizas y dolomías (Pérez Estaún, 1978) . La potencia de esta serie ronda los 2500 m. En la Cordillera Ibérica es una sucesión de 1000 m, formada por conglomerados y cuarcitas, y que en la Sierra de La Demanda se ha dividido en los siguientes tramos: Conglomerado de Anguiano, Arenisca del Puntón y Pizarras de Riocabado-San Antón (Colchen, 1974).

En la Zona Cantábrica, la Fm. Herrería (Comte, 1937) está compuesta por alternancias de cuarzoarenitas, lutitas y niveles carbonatados, con un miembro


intermedio de cuarzoarenitas y microconglomerados, y una potencia total de 900 a 1500 m (Aramburu, 1992).

La edad de todas estas sucesiones es Cámbrico inferior, salvo la Fm. Aldeatejada, que se ha atribuido al Vendiense sup.-Cámbrico inf. (Rodríguez Alonso et al., 1995).

El medio sedimentario de la Fm. Aldeatejada corresponde a una plataforma, que evoluciona a techo a facies inter o supramareales (Tamames). En la Zona Asturoccidental-Leonesa, el G. Cándana se depositó en un medio marino somero, a veces continental, en tanto que la sedimentación de la Fm. Herrería, ya en la Zona Cantábrica, tuvo lugar en un medio de transición fluvio-marino, posiblemente deltáico, con área fuente en el núcleo del Arco Astúr ico.

4.- Series metasedimentarias indiferenciadas El Complejo-Esquisto-Grauváquico se compone de una Unidad inferior (unidad 1), y otra superior que a su vez se puede dividir, en algunas áreas, en dos formaciones: Monterrubio y Aldeatejada (unidades 2 y 3 respectivamente). Sin embargo, existen afloramientos en los que no es posible detallar a cual de las tres unidades anteriores corresponden, por lo que han sido agrupados en esta unidad como Complejo Esquisto-Grauváquico indiferenciado. Además, se han incluido las sucesiones metasedimentarias que acompañan a los afloramientos de ortogneises en el Dominio de Pliegues Acostados, y que son equivalentes al Complejo.

Las series metasedimentarias equivalentes al Complejo indiferenciado se encuentran en el Dominio de Pliegues Acostados. Están formadas principalmente por esquistos y micaesquistos, con intercalaciones más o menos abundantes de cuarcitas, calizas (mármol), areniscas, rocas calcosilicatadas, anfibolitas, y gneises de origen volcánico; la potencia máxima observada ronda los 2000-3000 m (Azor et al., 1992). Las series agrupadas en esta unidad son: Fms. Cardeñosa y Angón, Serie de Porto, Esquistos de Villalcampo, Metasedimentos de El Cardoso, La Cañada-Buitrago y Miranda do Douro, y Capas de Santa María y Mediana.

La edad de estos materiales puede variar entre el Precámbrico sup. y el Cámbrico inf., ya que pueden equivaler tanto a la Unidad inferior como a la superior.

Las sucesiones metasedimentarias estaban formadas originalmente por pelitas, grauvacas y areniscas, con intercalaciones aisladas de margas y muy localmente de calizas y dolomías. La sedimentación tuvo lugar en un medio de plataforma externa, y fue contemporánea con una actividad volcánica importante, relacionada probablemente con eventos tectónicos distensivos.

5.- Gneises tipo Ollo de Sapo El Complejo Esquisto-Grauváquico (Carrington da Costa, 1950) constituye una potente y monótona sucesión de pizarras con intercalaciones de areniscas, conglomerados, y niveles carbonatados y calcosilicatados (Díez Balda, 1986). Los principales afloramientos de Complejo indiferenciado se encuentran en el Dominio de Pliegues Verticales, más concretamente en el área de Las Hurdes-Sierra de Gata-Ciudad Rodrigo; las sucesiones presentes en este Dominio han sido atribuidos a la Unidad superior. El Complejo también aparece en manchas


dispersas dentro de grandes áreas graníticas del Dominio de Pliegues Acostados, sin que sea posible discernir en estos casos a qué altura de la sucesión se encuentran.

Los gneises tipo Ollo de Sapo afloran en el núcleo del Antiforme de l mismo nombre, donde se definió la Fm. Ollo de Sapo (Parga Pondal et al., 1964), y en los antiformes de Villadepera, Hiendelaencina y El Cardoso-La Cañada, todos ellos del Dominio de Pliegues Acostados de la Zona Centroibérica.

La Fm. Ollo de Sapo (o Hiendelaencina) consta de dos tramos: uno inferior, de unos 300-700 m, compuesto por gneises de grano grueso con intercalaciones de grano fino, y otro superior, de 600-1.000 m, de gneises de grano fino con intercalaciones macroglandulares, y niveles hacia techo de cuarcitas feldespáticas y esquistos. Los gneises de grano grueso tienen megacristales de feldespato potásico y cuarzo azulado, en una matriz gris a verde oscura de cuarzo, feldespato potásico, plagioclasas y micas. Los microglandulares son semejantes, y se diferencian en que no tienen megacristales de feldespato potásico (Azor et al., 1992).

La edad y origen de estas rocas han sido motivo tradicional de controversia. Villar Alonso (1990) describe los gneises de Villadepera estratigráficamente encima y en contacto gradual con los esquistos de Villalcampo (equivalentes al Complejo Esquisto-Grauváquico e incluidos en la unidad 4); además, estos gneises y los de la Fm. Ollo de Sapo se sitúan por debajo de la discordancia Sárdica (Tremadoc, Ordovícico inf.). Las dataciones más recientes, obtenidas con el método U-Pb sobre circones, señalan edades mínimas de 540 Ma (Wildberg et al., 1989) y 488 Ma (Gebauer et al., 1993) para los protolitos; estas edades, unidas a los datos anteriores, sitúan a los gneises tipo Ollo de Sapo en un intervalo Cámbrico inf. -Ordovícico inf., aproximadamente.

En cuanto al origen, Navidad et al. (1992) las interpretan como rocas metavolcánicas, producto de una actividad volcánica en una cuenca distensiva posterior a un engrosamiento cortical, y Gebauer et al. (1993) como granitos postcolisionales resultado de dicho engrosamiento.

6.- Fms. Calizas de Tamames, Vegadeo y Láncara: calizas y dolomías Los materiales carbonatados de esta unidad forman un nivel poco potente pero de gran continuidad lateral, con amplia distribución en casi todas las zonas del Macizo Ibérico. Se encuentran siempre concordantes sobre los materiales de la unidad 3, y constituyen con frecuencia el nivel de despegue de los cabalgamientos de la Zona Cantábrica.

La sucesión no presenta grandes variaciones a escala regional. En la Zona Centroibérica (Calizas de Tamames, Dolomías de Bécares) se compone de unos 125 m de calizas parcialmente dolomitizadas, con niveles de pizarras en la parte superior (Corrales y Valladares, 1980). A techo se sitúan las Pizarras de Endrinal, que se han agrupado en esta unidad por ser inapreciables en casi todos los casos a la escala del mapa.

La Fm. Vegadeo (Barrois, 1882) de la Zona Asturoccidental-Leonesa es una sucesión de calizas con intercalaciones pizarrosas a techo y muro, y dolomíticas en la parte central; en algunos puntos presenta niveles vulcanosedimentarios en la parte superior (Zamarreño, 1983). La potencia varía de los 50 m en el Dominio del


Manto de Mondoñedo a los 150 m en el del Navia-Alto Sil. En la Cordillera Ibérica (Fms. Mansilla-San Antón y Ribota) la sucesión es fundamentalmente dolomítica, con intercalaciones pizarrosas o margosas en la parte inferior y una potencia de 50-150 m.

En la Zona Cantábrica, la Fm. Láncara (Comte, 1937) está compuesta por un miembro inferior dolomítico y otro superior de calizas grises y rojas (griotte) con intercalaciones de lutitas rojas, separados ambos por una disconformidad (Zamarreño, 1972). La potencia máxima de la serie alcanza los 150 m.

La edad asignada a estos materiales a partir de la fauna encontrada, es Cámbrico inferior en la Zona Centroibérica, y Cámbrico inf .-medio en el resto de las zonas.

El medio sedimentario de estas formaciones se interpreta como una llanura de marea carbonatada, con depósitos desde submareales a supramareales.

7.- Serie de los Cabos y equivalentes, Fms. Oville y Barrios: cuarcitas, areniscas y pizarras Las sucesiones siliciclásticas de la unidad 7 se superponen mediante discordancia a los materiales de las unidades 4, 5 y 6 en la Zona Centroibérica; esta discontinuidad es equiparable a la Discordancia Sárdica. En el resto de las Zonas se sitúan en contacto normal sobre la unidad 6.

La sucesión de la Zona Centroibérica está compuesta por conglomerados, más abundantes en la base, y alternancias de lutitas y areniscas (Azor et al., 1992; San José et al., 1992). Ha recibido los nombres de Capas de los Montes, en el Dominio de Pliegues Verticales, y Serie roja basal, Capas Intermedias y Serie Púrpura en el de Pliegues Acostados. A techo pasa a la Cuarcita Armoricana, que ha sido representada aparte en la unidad 8. La potencia es variable, alcanzando casi los 600 m en algunos puntos y anulándose en otros.

En la Zona Asturoccidental-Leonesa, la Serie de los Cabos (Lotze, 1958) está formada por alternancias monótonas de pizarras y cuarcitas, o bien sucesiones de unidades con predominio de una de las dos litologías (Pérez Estaún, 1978). A techo presenta un nivel cuarcítico comparable a la Cuarcita Armoricana que, como se verá en el siguiente apartado, no ha podido distinguirse en el mapa. Por encima de este último nivel aparece una serie de transición a las pizarras de la unidad 9. La Serie de los Cabos es equivalente a las Capas de Riotorto, Villamea y Río Eo del Dominio del Manto de Mondoñedo, y a la Serie de La Demanda, Capas de Murero, Serie Ibérica y Cuarcita Armoricana de la Cordillera Ibérica. Las potencias alcanzan los 4.500 m en el Dominio del Manto de Mondoñedo, y 5.000 m en el del Navia-Alto Sil.

En la Zona Cantábrica, la sucesión está formada por un tramo inferior de alternancias de pizarras y areniscas (Fm. Oville) y otro superior cuarcítico (Fm. Barrios). La Fm. Oville (Comte, 1937) comienza con un nivel de pizarras verdes y rojas, y se hace más areniscosa hacia techo. La Fm. Barrios (Comte, 1937) contiene una importante discordancia en su interior, comparable a la que marca el comienzo de la sedimentación ordovícica en la Zona Centroibérica. Ambas formaciones presentan en algunas zonas abundantes rocas volcánicas y vulcanoclásticas, en forma de sills y rellenos de chimeneas. La potencia total de la serie alcanza los 1800 m (Aramburu y García-Ramos, 1993).

En el mapa se han incluido dentro de esta unidad las Fms. Luarca, Getino y Viodo de la Zona Cantábrica, ya que la cartografía disponible no permite separarlas de la Fm. Barrios.


Estas formaciones, que en realidad son asimilables a las unidades 9 (Luarca y Getino) y 10 (Viodo), serán tratadas más adelante en sus correspondientes apartados.

Las dataciones, realizadas en base al contenido fósil de estos materiales, indican una edad Cámbrico medio-Ordovícico inf. en las zonas Cantábrica y Asturoccidental-Leonesa, y Tremadoc (Ordovícico inf.) en la Centroibérica.

En esta última zona la sucesión fosiliza relieves preordovícicos, bajo unas condiciones de depósito que varían de fluviales a intermareales restringidas y submareales. Las sucesiones de la Zona Asturoccidental-Leonesa se interpretan como depositadas en un medio de plataforma marina somera de baja energía, con momentos de mayor energía debidos probablemente a tormentas. En la Zona Cantábrica el medio sedimentario corresponde a un delta de llanura trenzada, con facies marinas someras de transición y continentales.

8.- Cuarcita Armoricana La Cuarcita Armoricana sólo se ha diferenciado en la Zona Centroibérica. En la Asturoccidental-Leonesa hay niveles de cuarcitas equivalentes o incluso descritos en la bibliografía como facies armoricana, pero en la cartografía básica utilizada no siempre están distinguidos de las unidades infrayacentes (Serie de los Cabos y equivalentes), por lo que han sido agrupados juntamente con ellas en la unidad 7.

Se trata de una unidad característica en la Zona Centroibérica, más competente que el resto de la sucesión paleozoica (mayoritariamente pizarrosa), por lo que siempre destaca con relieves en el paisaje, reflejando con claridad las estructuras hercínicas.

La sucesión está compuesta por cuarcitas masivas, con algunas intercalaciones de niveles pizarrosos; a techo pasa a través de unas capas de transición a las pizarras de la unidad 9 (Azor et al., 1992; San José et al., 1992). La potencia ronda los 150-300 m en el Dominio de Pliegues Verticales, y los 80-130 m en el de Pliegues Acostados, aunque en ocasiones puede presentar potencias notablemente menores (hasta 5 m).

La edad ha sido determinada a partir de restos fósiles como Arenig (Ordovícico inferior).

Desde el punto de vista sedimentológico, la Cuarcita Armoricana representa la formación de barras arenosas en condiciones supramareales (islas barrera), o submareales de alta energía.

9.- Fms. Luarca, Agüeira y equivalentes: pizarras y areniscas La sucesión depositada a continuación de las unidades 7 y 8 consta generalmente de un tramo inferior pizarroso, y otro superior donde alternan pizarras y areniscas, pudiendo llegar a ser predominantes estas últimas. Su distribución abarca las Zonas Centroibérica y Asturoccidental-Leonesa (excepto la Cordillera Ibérica). También están presentes en la parte occidental de la Zona Cantábrica, aunque no han podido ser representadas en el mapa, como se explicó en el apartado de la unidad 7.

En el Dominio de Pliegues Verticales (Zona Centroibérica), la sucesión comienza con un tramo de pizarras (150-800 m) que hacia techo presenta intercalaciones arenosas cada vez más abundantes hasta ser predominantes (200 m); sobre esto, y tras una laguna que abarca parte del Caradoc y del Ashgill, se deposita una secuencia lutítica con cantos y fragmentos de roca (San José et al., 1992). En el Dominio de Pliegues Acostados la serie comienza con la sucesión pizarrosa monótona de la Fm. Pizarras de Luarca (Barrois, 1882), y pasa a techo


a las alternancias de areniscas y pizarras de la Fm. Agüeira (Marcos, 1970); son equivalentes a esta última unidad las Fms. Casaio, Rozadais y Losadilla del Sinclinal de Truchas (Barros Lorenzo, 1989).

La sucesión de la Zona Asturoccidental Leonesa es similar, con potencias de hasta 1.200 m para las Pizarras de Luarca, y 1.500 a 3000 m la Fm. Agüeira. En el Dominio del Navia-Alto Sil la serie culmina con un nivel cuarcítico de hasta 200 m de potencia (Cuarcita de Vega). En el Dominio del Manto de Mondoñedo la Fm. Agüeira está ausente, y Luarca presenta espesores muy reducidos debido a la erosión presilúrica, pudiendo incluso llegar a faltar (Pérez Estaún, 1978).

En la Zona Cantábrica, las Pizarras de Luarca no superan los 80 m de potencia. En algunas partes aparece en su lugar una serie de brechas, areniscas y pizarras de menos de 10 m de espesor, denominada Fm. Getino (Aramburu y García Ramos, 1993).

La edad obtenida a partir de la fauna fósil encontrada abarca el Ordovícico medio y superior (Llanvirn-Ashgill), aunque la base es ligeramente diacrónica y puede situarse en el Arenig superior. Para el techo se ha establecido una edad Ashgill superior, salvo en el Dominio del Manto de Mondoñedo, que debe ser Llandeilo o Caradoc.

El medio de depósito de las Pizarras de Luarca corresponde a una plataforma externa, por debajo del nivel de oleaje en las tormentas. La Fm. Agüeira representa un depósito de plataforma más somera, incluso en condiciones litorales, con algún episodio turbidítico y unidades arenosas relacionadas con tormentas. A techo se instala un aparato deltáico que culmina con el depósito de la Cuarcita de Vega en condiciones marinas someras.

10.- Fm. Calizas de la Aquiana La Fm. Calizas de la Aquiana (Nollau, 1966; Pérez Estaún, 1978) aparece únicamente en el Dominio del Manto de Mondoñedo (Zona Asturoccidental -Leonesa), y es correlacionable con otros niveles carbonatados que afloran en una situación cronoestratigráfica parecida en las Zonas Centroibérica y Cantábrica. En esta última zona es equivalente a la Fm. Viodo, que en Castilla y León no sobrepasa los 10 m de potencia, y que en este mapa ha sido representada como unidad 7 por no estar diferenciada de la Fm. Barrios en la cartografía básica utilizada. En la Zona Centroibérica es comparable a la Caliza Urbana, ausente en la Comunidad.

La formación está compuesta por calizas masivas recristalizadas y aflora en cuerpos lenticulares discontinuos, con espesores fuertemente variables de hasta 300 m. Se sitúan sobre las Pizarras de Luarca y en ocasiones sobre formaciones más antiguas, lo cual indica un cierto carácter discordante.

Su edad ha sido atribuida al Ashgill (Ordovícico sup.), por comparación con los otros niveles similares del Macizo Ibérico.

El medio de depósito se interpreta como una plataforma carbonatada somera, a veces emergida, rodeada de zonas relativamente más profundas donde se depositaban la Fm. Agüeira y equivalentes, y la Cuarcita de Vega.


11.- Silúrico: pizarras y areniscas Las series silúricas están separadas de las ordovícicas por una laguna estratigráfica de importancia variable, que puede llegar a abarcar el Ordovícico medio y superior en la Zona Cantábrica, o ser muy reducida y difícilmente observable, como ocurre en la mayor parte de la Zona Centroibérica. En su base se sitúa la Discordancia Tacónica.

Los materiales silúricos forman, en general, una secuencia grano y estratocreciente con lutitas negras con graptolites en la base, intercalándose niveles de areniscas hacia el techo hasta hacerse dominantes. En la Zona Centroibérica, la serie del Dominio de Pliegues Verticales alcanza potencias de hasta 270 m, y presenta un nivel de cuarcitas ferruginosas en el techo. La serie del Dominio de Pliegues Acostados presenta más de 1000 m de potencia, con intercalaciones de rocas volcánicas y metavolcánicas, calizas, liditas y chert (Vacas y Martínez Catalán, 1987); en este Dominio se han definido las Fms. Santibáñez, Cañamares, Alcolea, Manzanal del Barco, Llagarinos y las Capas de Salas. En la Zona Asturoccidental -Leonesa las secuencias más completas corresponden al Dominio del Navia -Alto Sil, con potencias de hasta 700 m (Pérez Estaún, 1978).

En la Zona Cantábrica la Fm. Formigoso (Comte, 1937) representa el tramo pizarroso basal, con 50-200 m de potencia. Por encima, la Fm. San Pedro (Comte, 1937) se caracteriza por un tramo basal de areniscas ferruginosas con niveles de hierro oolítico y frecuentes aportes volcánicos; hacia techo continúa con alternancias de pizarras y areniscas que culminan con un nivel de cuarcitas, acumulando una potencia total de 100-200 m (Truyols y Julivert, 1983). En la Unidad del Pisuerga-Carrión las Fms. Arroyacas y Carazo constituyen una sucesión de cuarcitas y pizarras, más o menos equivalente al conjunto Formigoso-San Pedro (García-Alcalde et al., 1988).

La base de estas series ha sido datada como Llandovery (superior en la Zona Centroibérica e inferior en la Cantábrica), y el techo como Wenlock o Prídoli, e incluso como Devónico inf. (Gediniense) en la Zona Cantábrica. Con esta última salvedad, se puede considerar al conjunto como de edad Silúrico.

El medio de deposición debió ser una plataforma somera, a veces con condiciones reductoras, y con momentos de mayor entrada de terrígenos, pudiendo aparecer hacia techo medios de tipo deltáico. La sedimentación fue contemporánea con una actividad volcánica relacionada probablemente con procesos de rifting.

12.- Devónico: pizarras, calizas y areniscas Se han agrupado aquí todas las unidades devónicas de la Comunidad, tanto terrígenas como carbonatadas, ante la imposibilidad de diferenciarlas a la escala del mapa. Están presentes en todas las zonas, aunque con mayor extensión cartográfica en la Cantábrica y en la Centroibérica.

En esta última zona el Devónico está representado por la Fm. San Vitero (Martínez García, 1972; Quiroga, 1982), constituida por una serie de alternancias grauváquico-pelíticas con abundantes cambios de facies, y que ha sido interpretada como un flysch sinorogénico (Antona y Martínez Catalán, 1990). Esta formación se encuentra discordante sobre los materiales silúricos.


En la Zona Asturoccidental-Leonesa el Devónico aparece solamente en el núcleo del Sinclinal de Peñalba. La serie está formada por calizas tableadas con abundantes intercalaciones de pizarras margosas, y sucede de forma continua a la sedimentación silúrica (Pérez Estaún, 1978).

En la Zona Cantábrica el Devónico puede aparecer en dos tipos de facies: asturleonesa y palentina (Brouwer, 1964).

El Devónico en facies asturleonesa está presente en las Unidades de Somiedo-Correcillas, Sobia-Bodón, Ponga y Cuenca Carbonífera Central. La secuencia más completa aparece en las dos primeras Unidades, y está compuesta por una alternancia de formaciones carbonatadas y terrígenas. La serie comienza con un tramo de dolomías, calizas y pizarras (Grupo La Vid - Fm. Compuerto), sigue con un paquete de calizas arrecifales (Fms. Santa Lucía-Otero), a continuación un tramo de pizarras o areniscas (Fms. Huergas-Hornalejo), después otro paquete de calizas arrecifales (Fms. Portilla-Valcovero), y finalmente una serie de areniscas, pizarras y cuarcitas que componen el Devónico superior (Fms. Nocedo, Fueyo y Ermita-Fm. Camporredondo) (Comte, 1936; Koopmans, 1962; Julivert et al., 1983). El espesor máximo de todo el conjunto ronda los 1.500 m.

El Devónico en facies palentina aparece tan solo en la Unidad del Pisuerga-Carrión, y está integrado por las Fms. Lebanza, Abadía, Polentinos, Gustalapiedra, Cardaño, Murcia y Vidrieros. La serie está formada por alternancias de niveles terrígenos y carbonatados, con predominio de estos últimos hacia la base (Fm. Lebanza), y en la parte media (Fms. Polentinos y Cardaño) (García-Alcalde et al., 1988).

La Fm. San Vitero no ha sido datada aún con claridad. Por una parte, algunos restos fósiles han permitido identificar materiales del Devónico inferior (Quiroga, 1982), y por otra, los aspectos sedimentológicos, estructurales y metamórficos de la formación, así como ciertos restos vegetales aún no clasificados, apuntan a una edad Devónico sup.-Carbonífero inferior (Antona y Martínez-Catalán, 1990).

En cambio, la edad de las series devónicas de las Zonas Asturoccidental -Leonesa y Cantábrica ha podido ser establecida con precisión a partir de los abundantes restos fósiles encontrados. En la primera de estas zonas, el registro existente corresponde al Devónico inferior (Sieginiense-Emsiense). En la Zona Cantábrica está representado el Devónico en su totalidad (salvo la base, contenida en las formaciones silúricas de la unidad 11), aunque existe una laguna bajo las areniscas del Devónico superior que afecta a la facies asturleonesa, abarcando términos cada vez más antiguos desde los mantos más externos del arco astúrico (Unidad de Somiedo-Correcillas), donde la serie está completa, hasta los más internos (Unidad del Ponga), donde sólo está presente la Fm. Ermita.

Se ha interpretado la Fm. San Vitero como un depósito turbidítico en facies Culm, relacionado con los primeros eventos orogénicos hercínicos. El medio de depósito de las formaciones de la Zona Cantábrica en facies asturleonesa corresponde a una plataforma marina somera, en condiciones frecuentemente intermareales y con desarrollo de edificios arrecifales; en el Devónico superior la sedimentación tiene lugar en facies de plataforma, llanura mareal, barras, playas, e incluso aluviales y eólicas. Las formaciones en facies típica palentina corresponden a una sedimentación de tipo pelágico.


13.- Series carbonatadas carboníferas Se incluyen en esta unidad los materiales carbonatados del Carbonífero representables a la escala del mapa. Los afloramientos están restringidos a la Zona Cantábrica, donde destacan en el paisaje con fuertes relieves (ej. Picos de Europa).

La sedimentación carbonífera se inicia con el depósito de una serie condensada, formada por un nivel inferior poco potente de calizas (Fm. Baleas) que lateralmente pasan a pizarras (Fm. Vegamián), y otro superior de calizas rojas nodulosas (caliza griotte); este último nivel, también de reducido espesor pero de amplia extensión lateral, ha sido definido formalmente como Fm. Alba o Genicera (Wagner et al., 1971). La potencia de esta serie no suele superar los 40 m (Truyols y Sánchez de Posada, 1983).

Por encima se encuentra una potente sucesión carbonatada conocida como Caliza de Montaña, con un tramo inferior tableado (Fm. Barcaliente) y otro superior masivo (Fm. Valdeteja) (Wagner et al., 1971). La Caliza de Montaña alcanza potencias de hasta 800 m y presenta cambios laterales de facies con las sucesiones terrígenas de la unidad 14.

En la Unidad de Picos de Europa continúa la sedimentación carbonatada con la Fm. Picos de Europa, formada por 300 m de calizas, tableadas a muro y masivas a techo (Maas, 1974; Farias, 1982). En el resto de las Unidades (salvo la de Somiedo-Correcillas), después de la Caliza de Montaña se depositan potentes series terrígenas (unidad 14) que intercalan niveles calcáreos generalmente discontinuos y de poca potencia; algunos, sin embargo, son más importantes y han sido representados, como es el caso de la Caliza de Escalada, Panda, Pando, Yordas, Bachende y Ciguera (Rodríguez Fernández y Heredia, 1987; Barba y Colmenero, 1994).

La edad de la serie condensada basal es Tournaisiense-Viseense (Carbonífero inf.), la de la Caliza de Montaña Namuriense-Westfaliense A, y las restantes unidades carbonatadas son del Westfaliense, si bien la Fm. Picos de Europa puede llegar a techo hasta el Cantabriense superior.

El depósito de estas series tuvo lugar en un medio de plataforma marina generalmente somera, en régimen transgresivo sobre los ambientes litorales del Devónico sup. La tasa de sedimentación fue muy baja durante el Carbonífero inferior, incrementándose de forma notable a partir del Namuriense, con el depósito de la Caliza de Montaña.

Esta última sucesión comienza con el depósito de la Fm. Barcaliente, compuesta en las Unidades orientales por calizas autóctonas de medios marinos someros o lagoon, y por calizas alodápicas de rampa en las Unidades occidentales. A continuación, la Fm. Valdeteja se deposita en plataformas carbonatadas aisladas con ambientes variados. En la Unidad de Picos de Europa prosigue la sedimentación carbonatada (Fm. Picos de Europa) en una plataforma profunda, que evoluciona a techo a condiciones inter a submareales.

En el resto de las Unidades, durante el depósito de esta última formación y de la Caliza de Montaña, se va desarrollando una cuenca sinorogénica relacionada con el levantamiento de la Cordillera Hercínica, que se rellena con los materiales terrígenos de la unidad 14. En esta cuenca aparecen localmente plataformas


carbonatadas de aguas someras, que dan lugar a niveles de calizas que quedan intercalados en la serie terrígena.

El orógeno comienza a desarrollarse en el Devónico sup. en las zonas más internas de la Cordillera, por lo que durante el relleno de la cuenca carbonífera los aportes van a provenir de la parte convexa del Arco Astúrico. Esto supone un importante cambio con respecto a la sedimentación precarbonífera, donde los aportes procedían siempre del interior del Arco.

14.- Series terrígenas namurienses y westfalienses: lutitas, areniscas, conglomerados y calizas Las series terrígenas namurienses y westfalienses aquí incluidas están presentes en todas las Unidades de la Zona Cantábrica, excepto en la de Picos de Europa. Durante su depósito se produjo el emplazamiento de los mantos de las Unidades de Somiedo-Correcillas y Sobia-Bodón, así como el de algunos cabalgamientos de la Unidad del Pisuerga-Carrión. Este hecho condiciona el depósito de varias de estas series, que tiene lugar en una cuenca de antepaís por delante de los frentes de cabalgamiento. Por otra parte, el emplazamiento de los mantos sigue una secuencia forward, es decir, cada nuevo manto aparece en una posición más adelantada que el anterior, con lo cual la serie varía de una Unidad a otra.

En el Manto de Correcillas (Unidad de Somiedo-Correcillas), la Fm. Cuevas (Boschma y Van Staalduinen, 1968) se sitúa sobre la Fm. Alba, y pasa por cambio lateral de facies a la Fm. Barcaliente. Consta de tres miembros: uno basal turbidítico (Fm. Olleros), formado por alternancias de lutitas, areniscas, microconglomerados y calizas, de unos 520 m de espesor; uno intermedio de calizas alodápicas, que han sido incluidas en la unidad 12, y un miembro superior de lutitas con niveles de conglomerados (Wagner y Fernández García, 1971).

En la Unidad de La Sobia-Bodón, la Fm. San Emiliano (Brouwer y Van Ginkel, 1964) se desarrolla por encima y lateralmente a la Fm. Valdeteja. Está constituida por un miembro inferior, formado por pizarras con niveles turbidíticos y olistolitos, un miembro intermedio de alternancias de pizarras, areniscas y calizas, y uno superior de areniscas y pizarras con capas de carbón localmente explotables (Fernández, 1993). La potencia total de la formación es de 1.800 m.

En la Cuenca Carbonífera Central, el Grupo Lena (Barrois, 1882) se apoya sobre la Fm. Barcaliente. Representa una serie terrígena de hasta 2600 m de potencia, con intercalaciones carbonatadas que se hacen predominantes hacia el este, y niveles de areniscas más abundantes y potentes hacia techo, y hacia el este de la zona de afloramiento; en algunas zonas contiene además olistolitos y brechas calcáreas (Barba et al., 1991). Se diferencia del G. Sama (unidad 15), situado lateralmente y a techo, por la abundancia de niveles carbonatados y la ausencia casi total de capas de carbón explotables, razón por la cual se conoce también al G. Lena con el nombre de Conjunto Improductivo. Su depósito se relaciona con el emplazamiento de las Unidades de Somiedo-Correcillas y La Sobia-Bodón.

En la Unidad del Ponga la serie se sitúa sobre la Fm. Barcaliente y comienza con la Fm. Ricacabiello (Sjerp, 1967), compuesta por 30 m de lutitas rojizas con intercalaciones carbonatadas; a continuación, la Fm. Beleño (Van Ginkel, 1965) consta de 700 m de alternancias de lutitas y areniscas, con algunos olistolitos,


niveles carbonatados y brechas calcáreas hacia la parte media (Álvarez Marrón et al., 1990).

En el sector Esla-Valsurvio (Unidad de Somiedo-Correcillas) la serie comienza con un tramo similar al descrito en el manto de Correcillas, y continúa con dos importantes grupos sinorogénicos, Prioro y Pando (Alonso, 1985), que además constituyen la serie terrígena de la U. del Pisuerga-Carrión. El Grupo Prioro es una sucesión lutítica con intercalaciones de areniscas, brechas, conglomerados, margas y olistolitos; este grupo es correlacionable con las Fms. Cervera y Perapertú en la U. del Pisuerga-Carrión. El Grupo Pando se deposita a continuación, y está formado por lutitas con intercalaciones de conglomerados, areniscas y carbonatos, con un espesor de más de 1000 m. Ambos grupos están separados por la Discordancia Palentina, atestiguada en varias áreas de la U. del Pisuerga-Carrión por el Conglomerado de Curavacas. En esta Unidad, las variaciones estratigráficas del G. Pando han propiciado varias subdivisiones: Fms. Vegacerneja, Panda (unidad 13) y Pandetrave, Fms. Curavacas y Lechada, y Fms. Curavacas, Vañes y Vergaño. El G. Prioro es coetáneo con el emplazamiento de los Mantos Palentinos (U. del Pisuerga-Carrión), y el G. Pando con el Manto del Esla (Rodríguez Fernández y Heredia, 1987).

La edad de la serie en la U. de Somiedo-Correcillas es Namuriense A-B, y Namuriense C-Westfaliense A en la U. de La Sobia-Bodón. En el resto de las Unidades, la base es de edad Namuriense, y a techo llegan al Westfaliense D.

El modelo general de relleno de la cuenca de antepaís puede asimilarse a una gran cuña clástica depositada en un surco subsidente de tipo foredeep, formado por delante del orógeno en elevación, y que distalmente se adelgaza y pasa a facies de plataforma; el surco foredeep prograda sobre las facies distales a medida que avanza el frente orogénico, y finalmente se rellena con depósitos de medios cada vez más someros.

La serie del Manto de Correcillas representa el estadio inicial del surco, con sedimentación de carácter turbidítico. En una posición más distal, la Fm. San Emiliano presenta en su parte inferior medios de cuenca profunda-talud, y pasa lateralmente a la plataforma carbonatada de la Fm. Valdeteja (unidad 13), que actúa como zona de umbral. Por detrás de esta última formación, en posiciones aún más alejadas del frente orogénico, se desarrolla una plataforma externa lutítica (tramos basales del G. Lena) con zonas de baja velocidad de sedimentación (Fm. Ricacabiello), que acaba enlazando finalmente con la plataforma carbonatada de la U. de Picos de Europa. Posteriormente, a medida que va progradando la cuña clástica, los depósitos marinos someros y en ocasiones deltáicos de San Emiliano sobrepasan el umbral de Valdeteja, y la plataforma lutítica externa es sustituida por llanuras deltáicas y plataformas terrígenas y carbonatadas someras, representadas por los tramos superiores del G. Lena y por la Fm. Beleño (Colmenero et al., 1993). En la parte más oriental de la cuenca (Sector del Esla-Valsurvio y U. del Pisuerga-Carrión), los grupos Prioro y Pando se depositan en un medio marino profundo con decantación pelítica, deslizamientos gravitatorios, flujos turbidíticos y debris flow; típicos de una cuenca inestable; el G. Pando evoluciona a techo a ambientes más someros de plataforma terrígena y localmente carbonatada.


15.- Westfaliense productivo (sucesión carbonífera de La Demanda, G. Sama y Fm. Vergaño): areniscas, lutitas, conglomerados y capas de carbón Se ha agrupado la sucesión carbonífera de La Demanda, de la Zona Asturoccidental-Leonesa, y el Grupo Sama de la Zona Cantábrica, con la intención de reunir en una sola unidad las sucesiones westfalienses productivas de carbón, pasando por alto las diferencias estratigráficas y de contexto geológico que existan entre ambas. Asimismo se han incluido los afloramientos de la Fm. Vergaño con explotaciones de carbón en el Sinclinal de Castillería (Cuenca de La Pernía-Barruelo); el resto de afloramientos de esta formación se han representado como unidad 14 (ver G. Pando).

La sucesión carbonífera de La Demanda se encuentra discordante sobre materiales cambro-ordovícicos. Se pueden considerar dos grandes conjuntos: el inferior está compuesto por alternancias de conglomerados, areniscas, pizarras y capas de carbón explotables; el superior consta de areniscas y pizarras con niveles dolomíticos a techo. La sucesión total se divide en cinco megasecuencias granodecrecientes, cada una compuesta de dos términos: uno inferior detrítico grosero (conglomerados o areniscas groseras), y otro superior de areniscas finas y pizarras con lentejones carbonatados. La potencia es de 600 m (Colchen, 1974; Villena y Pardo, 1983).

El Grupo Sama (Barrois, 1882) se desarrolla a techo y lateralmente al Grupo Lena (unidad 14). Está formado por alternancias de lutitas y areniscas, con niveles de calizas escasos y poco potentes, y capas de carbón frecuentes y explotables, lo que ha motivado que también se le conozca como Conjunto Productivo. La potencia visible del grupo en Castilla y León alcanza los 1500 m (Barba Regidor y Sánchez de la Torre, 1983).

Se ha establecido una edad Westfaliense B sup.-Wesftaliense D (y posible Estefaniense inf.) para la sucesión carbonífera de La Demanda, y Westfaliense D para el Grupo Sama.

En la Sierra de La Demanda la sedimentación es de carácter molásico, posterior a las principales fases de deformación, y tiene lugar en cuencas cercanas a relieves emergidos en ambientes deltáicos y de plataforma. El Grupo Sama se depositó en ambientes deltáicos, en condiciones marinas y continentales alternantes.

16 y 17.- Cuencas cantabrienses y estefanienses: lutitas, areniscas, conglomerados, olistolitos y capas de carbón La división realizada en las cuencas cantabrienses y estefanienses atiende a un criterio fundamentalmente minero. Así, se han agrupado en la unidad 17 las cuencas con tradición en la minería del carbón, para distingui rlas de aquellas que han sido consideradas habitualmente como improductivas (unidad 16). Dentro de las primeras se encuentran las Cuencas de El Bierzo, Villablino, Teverga, La Magdalena, Ciñera-Matallana, Canseco-Rucayo-Reyero-Salamón, Sabero, Guardo-Valderrueda y La Pernía-Barruelo.

Al igual que sucedía con los depósitos incluidos en las dos unidades anteriores, las sucesiones de las cuencas estefanienses se depositan en condiciones


sintectónicas. Según la posición que ocupen respecto al frente orogénico, se pueden distinguir dos tipos de cuencas: las de antepaís, desarrolladas por delante de las estructuras cabalgantes y en continuidad con la cuenca westfaliense, y las intramontañosas, formadas sobre el orógeno en elevación. La cuenca de antepaís, más pequeña que en el Westfaliense y en algunos casos compartimentada en subcuencas menores, va a estar asociada ahora al emplazamiento de las Unidades del Ponga, Cuenca Carbonífera Central y Picos de Europa, y se localiza principalmente en la Unidad del Pisuerga-Carrión. Las cuencas intramontañosas se desarrollan a favor de fallas de desgarre y de reajustes de estructuras previas, fosilizando los mantos namurienses y westfalienses, y sin ajustarse por tanto a la división en Unidades de la Zona Cantábrica.

Las sucesiones de las cuencas de antepaís están compuestas por lutitas, areniscas, conglomerados y olistolitos, éstos últimos relacionados generalmente con las primeras etapas de relleno. La secuencia formada por los Grupos Maraña, Pontón y Valdeón representa el relleno de una cuenca asociada al emplazamiento de las Unidades del Ponga y Cuenca Carbonífera Central. Los cabalgamientos de la U. del Pisuerga-Carrión relacionables con el emplazamiento del Manto del Ponga también llevan asociadas cuencas de antepaís, que se rellenan con los Grupos Brañas y Coriscao, y en el caso de la Cuenca de La Pernía-Barruelo, con las Fms. Rozo, Ojosa, Verdeña, San Salvador, Brañosera y Barruelo. Posteriormente, el emplazamiento de los distintos cabalgamientos de la U. de Picos de Europa va a provocar la formación de pequeñas cuencas, dentro de esta misma Unidad y en la del Pisuerga-Carrión, que se rellenan con el G. Remoña y la Fm. Lebeña (Heredia, 1991; Rodríguez Fernández, 1994).

Las cuencas intramontañosas tienen una composición litológica similar a las de antepaís, aunque sin olistolitos y con abundantes capas de carbón. Pueden distinguirse dos periodos de formación de cuencas, coincidentes con las épocas de emplazamiento de las Unidades del Ponga y Picos de Europa. Al primer periodo corresponde la Cuenca de Guardo-Valderrueda (Grupos Conjas y Cea), y el segundo está representado por las Cuencas de El Bierzo, Villablino, Teverga, La Magdalena, Ciñera-Matallana, Canseco-Rucayo-Reyero-Salamón, y Sabero (Grupo Sabero) (Wagner, 1971; Navarro Vázquez, 1982; IGME, 1984 y 1987; Alonso, 1985).

La edad de todas estas sucesiones está comprendida entre el Westfaliense D sup. y el Estefaniense C inf.. Las primeras cuencas, coetáneas con el emplazamiento de la U. del Ponga, comienzan a rellenarse en el Westfaliense D sup. (Grupos Conjas y Maraña. y Fms. Rozo y Ojosa); la base de estas sucesiones coincide con la Discordancia Leónica o con discordancias menores próximas en edad. En el segundo grupo de cuencas, más o menos contemporáneas con los movimientos de la U. de Picos de Europa, la base coincide con la Discordancia Astúrica y varía entre el Estefaniense A medio (C. de Sabero) y el Estefaniense B más alto (C. de El Bierzo). Las series postleónicas-preastúricas descansan sobre materiales de la unidad 13, en tanto que las postastúricas lo hacen sobre materiales de cualquier piso del Paleozoico, e incluso sobre Precámbrico.

El proceso de relleno de las cuencas de antepaís sigue un modelo evolutivo somerizante similar al descrito en la unidad 14. En una etapa inicial se forma un surco foredeep muy subsidente que se rellena con materiales transportados en suspensión por corrientes turbidíticas, acompañadas por flujos debris flow que introducen olistolitos procedentes de las plataformas carbonatadas descritas en la unidad 13. La cuenca se rellena rápidamente, pasando en la siguiente etapa a


medios de abanicos aluviales costeros o fan-deltas, en facies distales y condiciones siempre subacuáticas. Siguiendo con el proceso de somerización, en la etapa final continúa la sedimentación en abanicos aluviales alcanzando condiciones subaéreas.

En las cuencas intramontañosas las facies más comunes son abanicos aluviales, con desarrollo variable de sistemas de canales y llanuras de inundación, y medios palustres y lacustres. Los depósitos de carbón se producen en los momentos de tranquilidad tectónica, culminando normalmente secuencias granodecrecientes. La sedimentación es continental, aunque a veces puede alternar con depósitos marinos como ocurre en el Grupo Cea, o pasar de condiciones límnicas en la parte inferior a parálicas a techo como sucede en el G. Sabero.

18- Pérmico: lutitas, areniscas y conglomerados Las series pérmicas se depositaron en cuencas desarrolladas según fracturas hercínicas tardías de dirección NO-SE, sin relación con la división en Zonas del Paleozoico, y acompañando a las series sedimentarias del Triásico. Por estas razones se ha preferido incluir el Pérmico, pese a ser un piso del Paleozoico, en la columna del Mesozoico del mapa.

Los afloramientos pérmicos de la Comunidad se localizan en las provincias de Soria (hojas 50.000 de Borobia y Atienza) y Palencia (hojas de Tudanca y Barruelo de Santullán), aunque en esta última no se han podido representar por no estar diferenciados del Triásico en la cartografía básica utilizada.

Las series están formadas por lutitas con intercalaciones de areniscas, conglomerados, y rocas piroclásticas de la unidad 64. Los niveles conglomeráticos son más frecuentes hacia la base, pasando a techo a litologías más finas que localmente pueden intercalar pequeños carboneros (Rey y Ramos, 1991). Sobre estos materiales se ha definido la Fm. Lutitas, areniscas y conglomerados del Arroyo Ruidero. La potencia es de 135 o 260 m, según los distintos autores.

La edad, de acuerdo con los restos vegetales encontrados, es Autuniense (Pérmico inf.). La serie se apoya en clara discordancia sobre materiales cámbricos, ordovícicos y silúricos de la Cordillera Ibérica. A techo se sitúa el Buntsandstein, también discordante.

El medio sedimentario se interpreta como un abanico aluvial, que a techo puede presentar depósitos de llanura de inundación, e incluso pequeñas turberas asociadas a zonas pantanosas.

MESOZOICO

Las sucesiones mesozoicas pertenecen al ciclo sedimentario alpino. Constituyen el relleno de una cuenca que comenzó a perfilarse en el tránsito del Pérmico al Triásico, y que tras varios ciclos evolutivos se deformó en el Terciario, dando lugar a los sistemas montañosos que en la actualidad configuran la orografía de Castilla y León.


En la Comunidad, los mayores afloramientos se distribuyen en dos áreas, con representación de casi todas las épocas del Mesozoico, y con algunas diferencias de tipo estratigráfico:

Región Vasco-Cantábrica

Cordillera Ibérica.

La primera se extiende por el norte de las provincias de Palencia y Burgos, y cuenta con amplios afloramientos de la serie carbonatada del Cretácico superior.

En la Cordillera Ibérica se puede hablar de dos sectores diferentes:

Mesozoico 50

Sierra de Cameros-Soria, con una potente y característica sucesión del Jurásico sup.-Cretácico inf. (Purbeck-Weald o Wealdense).

Rama Castellana y Serrezuela, con una importante laguna que abarca el Cretácico inf. y parte del Jurásico.

Además, a lo largo de los bordes del Macizo Hespérico en la Cordillera Cantábrica y el Sistema Central, afloran unas estrechas bandas con materiales del Cretácico superior.

Las sucesiones mesozoicas constituyen el relleno de una cuenca desarrollada en dos ciclos tectónicos; el primero abarca los periodos Triásico y Jurásico, y el segundo al Cretácico. Cada uno de ellos está compuesto, de forma general, por un estadio inicial de rifting al que sigue otro de subsidencia térmica. Durante el primer estadio se forman cuencas o cubetas relativamente independientes, en ocasiones muy subsidentes, separadas por umbrales y limitadas por fallas. En el segundo estadio la actividad tectónica se reduce y se produce un hundimiento lento y más uniforme de todo el conjunto, acompañado normalmente por el depósito de sucesiones marinas, que acaban por cubrir las cuencas y las estructuras del rifting inicial (Álvaro, 1987; Rat, 1988).

El primer ciclo comienza en el Pérmico, enlazando con los últimos eventos tardihercínicos, y termina en el Malm, (Jurásico sup.). Durante el Triásico inferior y medio se van individualizando, de forma heterócrona, cuencas de tipo graben a favor de fracturas tardihercínicas. Es la etapa de rifting, donde se empiezan a perfilar las futuras cuencas cretácicas, aunque dentro de un dominio tectonosedimentario más amplio. El relleno de estas cuencas corresponde a una serie triásica de tipo germánico, que consta de un tramo inferior detrítico rojo (facies Buntsandstein), uno intermedio carbonatado (facies Muschelkalk), y uno superior evaporítico (facies Keuper). La facies Muschelkalk, que constituye la primera etapa de sedimentación carbonatada en el Mesozoico, sólo aparece en el este de la Comunidad, y representa una transgresión del Tethys sobre los depósitos continentales de la facies Buntsandstein (Sopeña et al., 1983; Rat, 1988).

Tras la etapa de rifting se produce una ralentización de la subsidencia, y la cuenca sedimentaria se amplía, sobrepasando los límites estructurales anteriores. Este cambio coincide con el depósito de la facies Keuper, a finales del Triásico (Álvaro , 1987).

Bajo estas nuevas condiciones se deposita la serie carbonatada jurásica. En conjunto representa un ciclo de transgresión-regresión, que se inicia en el tránsito Triásico-Jurásico, alcanza el máximo transgresivo a finales del Lías, y concluye en el Kimmeridgiense (Malm). En este periodo estuvieron unidos los Dominios Protoatlántico y Tethys; la serie se depositó en una única cuenca, que al final de la regresión quedó restringida al Estrecho de Soria, entre los Macizos Ibérico y del Ebro (Rat, 1988; Alonso y Mas, 1990).

El segundo ciclo abarca parte del Malm y todo el periodo Cretácico. Comienza con la emersión y compartimentación en grabens de la cuenca jurásica, lo que constituye la segunda etapa de rifting del Mesozoico. En esta etapa se individualizan las cuencas cretácicas Vasco-Cantábrica y de Cameros, ambas compartimentadas a su vez en cubetas, y cuya estructura condicionará la deformación durante la compresión alpina (ver capítulo de Tectónica). El relleno está formado por sucesiones continentales de medios lacustres, fluviales y


deltáicos, que constituyen las facies Purbeck, Weald y Complejo Aptiense-Albiense de la Cuenca Vasco-

52 Mesozoico

Cantábrica, y los grupos Tera, Oncala, Urbión, Enciso y Oliván de la Cuenca de Cameros. En esta última cuenca, el relleno tiene lugar en condiciones fuertemente subsidentes, lo que propicia la acumulación de grandes espesores de sedimentos. La etapa de rifting se desarrolla en varios impulsos, y termina en el Albiense; asociada al último impulso se produce en el Aptiense una invasión marina, reconocible por los depósitos carbonatados del Complejo Urgoniano (Mas et al., 1993; Hernaiz et al., 1994).

A partir del Albiense superior se inicia una nueva etapa de subsidencia térmica. Como ocurría en el Jurásico, el Cretácico superior constituye, en conjunto, un ciclo de transgresión-regresión. Las cuencas anteriores, relativamente independientes, son invadidas y sobrepasadas por el Atlántico Norte y el Tethys, que se unen en el Cenomaniense; instaurándose un régimen de sedimentación carbonatada que oculta la estructuración extensional de la etapa del rifting. La transgresión inicial va precedida por el depósito de la Fm. Utrillas; esta formación, depositada en medios fluviales, constituye un nivel diacrónico, contínuo y uniforme, que se apoya sobre las series mesozoicas anteriores, e incluso sobre el Paleozoico del Macizo Hespérico. El ciclo de transgresión-regresión del Cretácico superior, formado en realidad por varios ciclos menores, termina con una última regresión en el Maastrichtiense. En el cambio de era, la sedimentación marina está restringida al norte de la Comunidad, y en el resto de la cuenca ha sido sustituida por depósitos de transición o ya plenamente continentales. (Alonso et al., 1993; Hernaiz et al., 1994)

19- Facies Buntsandstein: conglomerados, areniscas y lutitas La facies Buntsandstein representa el tramo basal terrígeno del Triásico. La sedimentación tiene lugar en cuencas de graben relacionadas con una tectónica distensiva, fosilizando paleorrelieves paleozoicos (Discordancia Palatínica).

Son sucesiones detríticas rojizas, de espesor muy variable, que suelen comenzar con un tramo conglomerático que pasa a techo a litologías más finas. En la Región Vasco-Cantábrica están compuestas por una unidad inferior conglomerática, una intermedia de alternancias de areniscas y lutitas, y una unidad superior principalmente areniscosa que a techo pasa a lutitas (García Mondéjar et al., 1986). En la Cordillera Ibérica se han definido dos unidades litoestratigráficas que son, de muro a techo: Fm. Conglomerados y lutitas de Araviana, y Fm. Areniscas de Tierga, compuesta por alternancias de areniscas y lutitas, predominando los términos más finos hacia techo (Muñoz et al., 1995); ambas formaciones son equivalentes al Grupo Guadalajara de Sopeña et al. (1983).

La edad de la facies Buntsandstein es difícil de establecer con precisión debido a la escasez del registro fósil. La base puede tener una edad comprendida entre el Pérmico sup. y el Triásico medio, ya que se trata de una cuenca en fase de compartimentación que comienza a rellenarse en unas zonas antes que en otras (Sopeña et al., 1983); ante los problemas que plantea reflejar estas variaciones en la columna, se ha optado por situar la base del Buntsandstein, de forma general, en la base del Triásico. El techo se sitúa en la parte superior del Triásico medio, si bien presenta cierto carácter diacrónico, y puede ser algo más antiguo hacia la parte noroccidental de la Región Vasco-Cantábrica y suroriental de la Cordillera Ibérica.

Mesozoico 53

El medio sedimentario se interpreta como abanicos aluviales , que a techo pasan a llanuras aluviales arenosas e incluso a facies más distales, en clima árido -semiárido.

20- Facies Muschelkalk: dolomías y margas La facies Muschelkalk constituye el tramo carbonatado intermedio del Triásico. Representa una transgresión de los mares Protoatlántico y Tethys por encima del Buntsandstein, alcanzando el segundo en su máximo avance hacia el oeste los límites de la Comunidad, como atestigua la sucesión de la provincia de Soria.

Esta sucesión está formada por un tramo inferior dolomítico con algunos niveles de margas, y uno superior de dolomías y margas alternantes, cada uno de potencia variable pero inferior a 40 m (Pérez-Arlucea, 1991; Rey y Ramos, 1991; Muñoz et al., 1995). El tramo inferior, conocido a veces como Capas Dolomíticas, ha sido definido como Fm. Dolomías de Tramacastilla. El superior constituye la Fm. Dolomías, margas y calizas de Royuela, o simplemente Capas de Royuela.

La sucesión presente en Castilla y León corresponde a la segunda transgresión del Muschelkalk, conocida como M3, y tiene una edad Ladiniense-Carniense (Triásico medio-sup.). La primera transgresión (M1), que ocurrió durante el Anisiense-Ladiniense (Triásico medio), tuvo un avance menor que la segunda y no está representada en la Comunidad. Entre ambas transgresiones hubo una etapa regresiva durante la que se depositó un tramo terrígeno compuesto por limos y areniscas abigarrados; este tramo separa en la Comunidad la facies Buntsandstein de la sucesión carbonatada del Muschelkalk, y se ha incluido en la primera con el fin de agrupar en el mapa los materiales terrígenos en la unidad 17, y los carbonatados en la 18 (Aracil y Hernando, 1988; García-Gil y Sopeña Ortega, 1988).

La serie M3 representa un ciclo de transgresión-regresión, que comienza con la instalación de una plataforma carbonatada donde se deposita el tramo inferior, pasando en la etapa regresiva al depósito del tramo superior en ambientes mareales de baja energía, con facies evaporíticas a techo.

21- Facies Keuper: arcillas rojas con niveles de areniscas y yesos La facies Keuper constituye el tramo superior evaporítico del Triásico, y se deposita sobre los materiales de las dos unidades anteriores.

Está formada por arcillas generalmente rojas, con niveles frecuentes de areniscas y yesos, y algunas intercalaciones de limos, arenas, margas y dolomías; es común la presencia de cuarzos bipiramidales (jacintos de Compostela), y de lentejones de ofitas (65) en la provincia de Burgos (Sopeña et al., 1983). En esa misma zona, la naturaleza plástica de los materiales favorece la aparición de procesos diapíricos. En la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica, la Unidad Lutitas con yesos de Valderromán alcanza potencias de 140 m, y presenta variaciones de composición, con mayor contenido de niveles arenosos hacia el oeste, y de yesos hacia el este (Aracil y Hernando, 1988).

Las dataciones realizadas en la Rama Castellana, a partir de muestras de polen, apuntan a una edad Carniense-Noriense (Triásico sup.), y muestran la heterocronía

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de la facies Keuper, más moderna hacia el este. El contacto con las sucesiones inferiores (Muschelkalk o Buntsandstein) y superiores (Jurásico marino) se produce de forma gradual.

El medio de depósito varía de abanicos aluviales a ambientes de sebkha, pasando por medios de llanura de inundación, llanura costera y lagoon.

22- Serie carbonatada jurásica (tramo inferior): calizas, dolomías, margas y carniolas Las series carbonatadas del Liásico representan una transgresión del Protoatlántico y del Tethys sobre el Triásico de la Región Vasco-Cantábrica y la Cordillera Ibérica respectivamente. El régimen transgresivo conlleva la instalación de una plataforma marina estable en una cuenca subsidente. Las series están formadas, en líneas generales, por un tramo inferior de carniolas, dolomías y calizas, y un tramo superior de alternancias de calizas y margas.

En la Región Vasco-Cantábrica se distinguen seis secuencias deposicionales limitadas por discontinuidades. La primera comprende un primer tramo de calcarenitas y areniscas, y un tramo superior de calizas oolíticas; esta secuencia se apoya en disconformidad sobre un nivel de dolomías tableadas triásicas, que ha sido incluido en esta unidad con el fin de separar las facies carbonatadas de las evaporíticas típicas del Keuper. Las otras cinco secuencias deposicionales componen un tramo de margas y calizas, con predominio de estas últimas a techo; en la parte media de este tramo aumenta el contenido en materia orgánica, formando un nivel de calizas y margas bituminosas de interés para la geología del petróleo. La potencia media de la serie es de unos 200-250 m, aunque presenta notables variaciones laterales (Quesada et al., 1991).

En la Cordillera Ibérica se ha dividido la serie en dos grandes grupos. El primero es el Grupo Renales, compuesto por un nivel inferior dolomítico (Fm. Dolomías tableadas de Imón), sobre el que se sitúa un tramo intermedio de carniolas, dolomías y calizas frecuentemente brechoides (Fm. Cortes de Tajuña) ; a techo culmina con un tramo de calizas y dolomías (Fm. Cuevas Labradas) con superficies ferruginizadas en el límite superior. El Grupo Ablanquejo se deposita sobre el anterior, y está formado por alternancias de margas y calizas (Fms. Cerro del Pez y Turmiel) predominando generalmente las primeras, con un tramo intermedio de calizas bioclásticas (Fm. Barahona). El espesor medio de todo el conjunto debe rondar los 250-300 m (Goy y Suárez Vega, 1983).

La base de estas series se sitúa en el Noriense (Triásico sup.), que es la edad más probable de la Fm. Imón y del nivel dolomítico equivalente en la R. Vasco-Cantábrica. Sobre estos niveles, las series liásicas abarcan desde el Hettangiense hasta el Toarciense sup. En la R. Vasco-Cantábrica el techo de la primera secuencia deposicional es de edad Sinemuriense, y el nivel de margas y calizas bituminosas Sinemuriense-Pliensbachiense. En la Cordillera Ibérica el límite entre los Grupos Renales y Ablanquejo se sitúa en el Pliensbachiense medio o superior.

La evolución del medio sedimentario muestra una progresiva profundización de la cuenca, paralela al avance de la transgresión liásica. En la Región Vasco-Cantábrica la primera secuencia deposicional representa un medio de plataforma somera, con ambientes de sebkha y llanura intermareal; al final de esta secuencia se produjo una reestructuración de la cuenca en áreas subsidentes y umbrales,

Mesozoico 55

acompañada de procesos de dolomitización y truncación erosional. Las restantes secuencias representan los distintos impulsos de la transgresión; la sedimentación tiene lugar en medios de plataforma media y abierta, con periodos de confinamiento de aguas durante los que se depositan las calizas bituminosas en facies euxínicas. En la Cordillera Ibérica se repite el mismo esquema, con un medio de plataforma interna con cierto grado de confinamiento para el G. Renales, que evoluciona a una plataforma abierta en el G. Ablanquejo.

23- Serie carbonatada jurásica (tramo superior): calizas y margas Las series del Dogger se sitúan sobre las del Lías mediante una discontinuidad basal de poca relevancia. Durante el Malm, el área con sedimentación carbonatada queda restringida al Estrecho de Soria, que comunica el Tethys con el Protoatlántico a través de la zona de Sierra de Cameros-Soria (Cordillera Ibérica), y de parte de la Región Vasco-Cantábrica al este de Castilla y León.

La serie de la Región Vasco-Cantábrica comienza con un nivel basal de oolitos ferruginosos, sobre el que se dispone un primer tramo de alternancias de margas y calizas; el espesor de estas últimas aumenta al ascender en la serie, que culmina en este tramo con un nivel de calizas espongiolíticas de gran extensión lateral que destaca en el paisaje. Por encima continúa con otro tramo de alternancias de margas y calizas, truncadas a techo por la discordancia basal de la unidad 24. La serie está organizada en tres secuencias deposicionales limitadas por discontinuidades; el nivel espongiolítico se sitúa cerca de la base de la última secuencia, si bien pueden aparecer niveles similares menos importantes en las dos primeras. La potencia visible es bastante variable, pero siempre inferior a 300 m (Robles et al., 1989; Quesada et al., 1991).

En la Cordillera Ibérica la serie comienza con un tramo de calizas con intercalaciones de margas a muro, que ha sido definido como Fm. Chelva o Fm. Soria; en la Rama Castellana presenta cerca de la base un horizonte de condensación, conocido como "oolita limítrofe inferior", comparable al nivel basal de oolitos ferruginosos de la serie de la R. Vasco-Cantábrica. El siguiente tramo está compuesto por materiales carbonatados y terrígenos (Fm. Areniscas calcáreas de Pozalmuro), y está limitado a techo por otro nivel de condensación, conocido como Capa de oolitos ferruginosos de Arroyofrío. La serie que se sitúa por encima corresponde al Malm; está compuesta por un primer tramo de calizas y areniscas (Fm. Calizas negras de Aldealpozo), al que sigue otro de calizas arrecifales (Fm. Calizas con corales de Torrecilla en Cameros o Fm. Calizas con oncolitos de Higueruelas). El espesor medio de todo el conjunto debe rondar los 500 m (Goy y Suárez Vega, 1983; Alonso y Mas, 1990).

El muro de estas series se ha situado de forma general en la base del Aaleniense; esto es válido para la R. Vasco-Cantábrica, mientras que en la Cordillera Ibérica es una solución intermedia, ya que se ha datado la base de la Fm. Chelva como Toarciense sup., Aaleniense, e incluso Bajociense. En cualquier caso, el muro de la serie está relacionado con la Oolita limítrofe inferior y niveles equivalentes, indicadores de un horizonte de condensación o interrupción sedimentaria de escasa magnitud temporal en el Aaleniense (Fernández López y Gómez, 1990). El paso del Dogger al Malm coincide con la Capa de oolitos ferruginosos de Arroyofrío, que representa también un nivel de condensación que comprende parte del Calloviense sup. y el Oxfordiense inf. El techo se sitúa en el Kimmeridgiense inf. en la Sierra de Cameros-Soria, y en el Bajociense en la Rama Castellana de la

56 Mesozoico

Cordillera Ibérica. En la Región Vasco-Cantábrica, las calizas espongiolíticas tienen una edad Bajociense Sup., y el techo de la serie se sitúa en el Calloviense inferior.

El medio sedimentario en la R. Vasco-Cantábrica corresponde a una plataforma bioconstruida con condiciones de alta energía (calizas espongiolíticas), que a techo evoluciona a facies de plataforma pelágica. En la Cordillera Ibérica las series del Dogger se depositaron en un medio de plataforma somera, que a techo evoluciona a ambientes litorales de alta energía. En el Malm, el medio de depósito corresponde a una rampa basculada hacia el NO, con ambientes de llanura de marea-lagoon, que evoluciona a medios de plataforma somera con desarrollo de construcciones arrecifales.

24- Facies Purbeck: calizas, lutitas, areniscas y conglomerados Los depósitos en facies Purbeck suponen un cambio notable en el tipo de sedimentación, ya que se instaura un régimen continental que se va a mantener hasta finales del Cretácico inferior. Con la facies Purbeck se cierra asimismo una laguna estratigráfica que abarca la parte media del Malm; esta laguna se relaciona con los movimientos neokimméricos de finales del Jurásico, que provocaron una nueva reestructuración de la cuenca en varias cubetas separadas por umbrales. En la Castilla y León sólo hay registro de facies Purbeck en la Cubeta de Polientes de la Región Vasco-Cantábrica.

La sucesión está formada por dos macrosecuencias deposicionales. La inferior, representada por la Fm. Aguilar, está compuesta por calizas lacustres con areniscas, arcillas y conglomerados a muro y techo, los conglomerados basales muestran signos de rubefacción, y se apoyan mediante un contacto generalmente disconforme sobre las calizas del Dogger. La macrosecuencia superior o Grupo Cabuérniga se sitúa discordante sobre la anterior, y consta de alternancias de areniscas, calizas y lutitas (Fms. Aroco y Loma Somera), que lateralmente pasan a una serie de lutitas rojas con areniscas y paleocaliches (Fm. Arcera). La potencia total de la serie es variable, rondando por término medio los 1000 m (Pujalte, 1989).

Se le ha asignado una edad Kimmeridgiense sup. a los conglomerados basales por comparación con otras áreas, ya que no se dispone de datos bioestratigráficos. La Fm. Aguilar se ha datado como Portlandiense, y la macrosecuencia superior representa el intervalo Berriasiense sup.-Valanginiense medio. (López Olmedo et al., 1991; Pendás Fernández y Menéndez Casares, 1994).

La Fm. Aguilar se depositó en una cuenca subsidente, con sistemas lacustres en tránsito lateral a medios palustres y fluviales. La macrosecuencia superior representa ambientes de carácter marino restringido tipo lagoon que pasan lateralmente a facies continentales fluviales.

25- Facies Weald: areniscas y lutitas Con la facies Weald se mantienen las condiciones de sedimentación continental iniciadas en la unidad anterior. La zona de depósito sigue limitada a la Región Vasco-Cantábrica, pero es más amplia que la de la facies Purbeck debido a que continúa el proceso de compartimentación de la cuenca.

Mesozoico 57

En la parte occidental de la Región Vasco-Cantábrica la facies Weald está representada por el Grupo Pas. Esta unidad comienza con un tramo de areniscas con lutitas y niveles de conglomerados (Fm. Bárcena Mayor), bastante constante en sus facies, por lo que constituye un buen nivel guía; la secuencia sigue una tendencia general granodecreciente, presentando a veces niveles de lignito a techo. Por encima se sitúa un tramo compuesto por lutitas con intercalaciones de areniscas, que ha sido definido como Fm. Vega de Pas. Ambas formaciones alcanzan potencias de hasta 600 m cerca de la Falla de Ubierna, disminuyendo progresivamente hacia el NE. En la zona de los Montes Obarenes la serie comienza con un tramo de conglomerados, arenas y arcillas (Fm. Pino de Bureba), de más de 300 m de potencia; a techo pasa a otro tramo de alternancias de calizas y arcillas (Fm. La Lastra) de 90 m de espesor (Pujalte y García Mondéjar, 1982).

Las series en facies Weald tienen una edad Valanginiense Sup.-Barremiense (Cretácico inf.). Son generalmente azoicas, por lo que han sido datadas según su posición estratigráfica.

El medio sedimentario corresponde a sistemas fluviales (G. Pas), que pasan a ambientes lacustres en la zona de los Montes Obarenes (Fm. La Lastra).

26 y 27- Grupos Tera y Oncala: conglomerados, areniscas, lutitas (26) y calizas (27) El conjunto de materiales depositados en la Cuenca de Cameros durante el final del Jurásico y el Cretácico inf., se ha denominado y cartografiado tradicionalmente como Purbeck-Weald, Weald, Weáldico y Wealdense. Actualmente, este conjunto se ha organizado en una Megasecuencia Jurásico terminal-Cretácico inf., que se compone de seis secuencias deposicionales separadas por discontinuidades (Mas et al., 1993). De estas seis, las cuatro inferiores se han agrupado en las unidades 26 y 27, y la quinta en la unidad 28 (la sexta no aparece en Castilla y León).

La megasecuencia se sitúa sobre los materiales de la unidad 23 mediante una discontinuidad basal, relacionada con los movimientos neokimméricos y con la emersión total de la cuenca marina jurásica. La sedimentación tiene lugar en una cuenca continental muy subsidente, donde las secuencias deposicionales representan los distintos momentos de compartimentación de la misma.

La sucesión incluida en estas dos unidades está compuesta mayoritariamente por materiales terrígenos (areniscas, conglomerados y limos), que presentan cambios laterales a facies carbonatadas (calizas). El conjunto terrígeno corresponde a la unidad 26, y los niveles calcáreos representables a E. 1:400.000 a la unidad 27. La potencia total, considerando el desplazamiento de los depocentros, ronda los 4000-5000 m (Mas et al., 1993).

La primera secuencia deposicional es la más potente (hasta 3000 m) y la que ocupa mayor extensión; está formada por varios ciclos sedimentarios aluvio -lacustres que en ocasiones muestran influencia marina. Esta secuencia es equivalente a los Grupos Tera y Oncala de Beuther (1966) y Tischer (1966) , ahora reorganizados y definidos como alogrupos (Gómez Fernández y Meléndez, 1994). Las otras tres secuencias tienen una extensión más reducida (aparecen sólo en las áreas más occidentales y orientales de la cuenca), y constan también de términos carbonatados lacustres y siliciclásticos aluviales. Estas secuencias son equivalentes al Grupo Oncala en la parte occidental, y a la parte inferior del G.

58 Mesozoico

Urbión en la oriental; en esta última zona han sido representadas como unidad 28, ya que la cartografía básica disponible no permite separarlas del G. Urbión.

La edad de la sucesión abarca el periodo Tithónico-Barremiense.

Los depósitos clásticos de la unidad 26 corresponden a abanicos aluviales y sistemas fluviales trenzados y meandriformes, en tanto que los materiales carbonatados de la unidad 27 representan sistemas lacustres. Además, se han citado ambientes palustres, fan-deltas, y sistemas playa-lake con sedimentación evaporítica. La distribución de estos ambientes tiene carácter cíclico; cada secuencia deposicional suele comenzar con facies clásticas aluviales, que lateralmente y a techo pasan a medios lacustres, a veces con contaminación marina, debida probablemente a variaciones eustáticas del nivel del mar (Alonso et al. 1991; Mas et al., 1993).

28- Serie marina urgoniana y equivalentes continentales: areniscas, conglomerados, calizas y lutitas

En el Barremiense superior se inicia un periodo transgresivo que alcanza su máximo en el Aptiense inferior. En Castilla y León, los efectos de la transgresión se traducen en la aparición de facies marinas urgonianas en la parte más septentrional de la provincia de Burgos, y en el desarrollo de facies lacustres con episodios de influencia marina en la Cuenca de Cameros, mientras que en las demás zonas continúa la sedimentación terrígena continental. La sucesión se apoya de forma generalmente discordante sobre materiales del Cretácico inferior, o incluso Jurásico marino.

La sucesión marina urgoniana de la Región Vasco-Cantábrica está compuesta por calizas margosas, calizas arrecifales con rudistas, margas, calcarenitas, lutitas y areniscas; la potencia varía entre los 50 y 600 m. Hacia el sur y a techo es sustituida por una sucesión continental, parcialmente equiparable a la Fm. Escucha (Arnáiz et al., 1991), formada por conglomerados, areniscas, lutitas y capas de carbón (lignito), con esporádicas intercalaciones de calizas marinas; la potencia de esta sucesión alcanza los 800 m y desaparece hacia el suroeste. Las unidades litoestratigráficas definidas sobre estas sucesiones, y con presencia significativa en Castilla y León son, de muro a techo: Fm. Cilleruelo de Bezana, Fm. de Las Rozas, Fm. Conglomerado de Quintanilla de An, Fm. de La Canal, Fm. Calizas de Las Machorras y Fm. Busnela; en la zona de los Montes Obarenes la Fm. Nograro agrupa la sucesión en su totalidad (García-Mondéjar, 1982; Rincón et al., 1983; Arnáiz y Robles, 1992).

En la Cordillera Ibérica la sucesión es continental, y está compuesta por gravas, areniscas, limos y niveles de carbón (lignito), con intercalaciones de caliza lacustre que a veces muestran indicios de contaminación marina; la potencia máxima se sitúa en torno a los 1900 m. Esta sucesión constituye la quinta secuencia deposicional de la división estratigráfica de la Cuenca de Cameros (ver apartado de las unidades 24 y 25), y corresponde a los Grupos Urbión y Enciso de Beuther (1966) y Tischer (1966); en la parte oriental de la cuenca se han incluido los afloramientos de las secuencias 2, 3, y 4, ya que no están diferenciados del G. Urbión en la cartografía básica disponible (Mas et al., 1993).

Mesozoico 59

La edad de los materiales de esta unidad abarca el periodo Aptiense-Albiense en la Región Vasco-Cantábrica, y el Barremiense sup.-Aptiense inf. en la Cordillera Ibérica.

En la Región Vasco-Cantábrica el medio sedimentario varía de sur a norte, pasando progresivamente de sistemas fluviales a ambientes de bahía, y finalmente a plataformas carbonatadas de rudistas típicamente urgonianas, a las que aún siguen llegando aportes terrígenos de naturaleza variada en probable relación con pulsaciones tectónicas (García-Mondéjar y Pujalte, 1982). En la Cordillera Ibérica predominan los medios de tipo aluvial, con desarrollo de sistemas lacustres en la parte alta de la sucesión; la sedimentación estuvo controlada por la tectónica y los movimientos eustáticos (Alonso y Mas, 1993; Muñoz et al., 1995).

29- Fm. Arenas de Utrillas

Los depósitos en facies Utrillas marcan el inicio de la transgresión del Cretácico superior. Este periodo se ha dividido en una serie de secuencias sedimentarias generalmente marinas (Alonso et al., 1993), que han sido agrupadas en las unidades 30, 31 y 32. La facies Utrillas representa los depósitos continentales previos a la instalación de las condiciones marinas, y aparece en las cuatro primeras secuencias deposicionales. Se depositan sobre materiales tanto mesozoicos como paleozoicos por medio de una discontinuidad basal (Discordancia Austrica), sobrepasando los límites de las cuencas anteriores.

La sucesión está formada por arenas arcósicas blanco-amarillentas sin apenas cemento, con niveles arcillosos a veces caoliníferos, costras ferruginosas, y en ocasiones carboneros poco desarrollados; las potencias varían normalmente entre 100 y 500 m en la Región Vasco-Cantábrica y en el Borde Sur de la Cordillera Cantábrica, no superando en las restantes zonas los 200 m (García-Mondéjar, 1982; Floquet et al., 1982). Esta sucesión ha sido definida formalmente como Fm. Arenas de Utrillas (Aguilar et al., 1971), aunque también ha recibido otros nombres, como Fm. Voznuevo (Borde Sur de la Cordillera Cantábrica) y Fm. Arenas de Carabias (Borde Norte del Sistema Central). También se han incluido en esta unidad los afloramientos de la Fm. Valmaseda presentes en Castilla y León, que corresponden a depósitos arenosos en transición lateral con la facies Utrillas (Pérez García et al., 1993).

La edad de la formación refleja el diacronismo de la transgresión, que afecta primero a la Región Vasco-Cantábrica, y por último al Borde Sur del Sistema Central; así, la edad de la facies Utrillas es Albiense-Cenomaniense en la primera zona, y Cenomaniense-Turoniense en la segunda.

El medio de depósito corresponde a sistemas fluviales que erosionan macizos graníticos hercínicos, con facies que varían de abanicos aluviales a ríos meandriformes, si bien lo que predomina son medios de corrientes braided. Hacia el norte, ya en el País Vasco, pasa a las facies marinas de la Fm. Valmaseda.

60 Mesozoico

30- Serie carbonatada del Cretácico sup. (tramo inferior): calizas, margas y calcarenitas

Los materiales de esta unidad representan la parte inferior del Cretácico sup. carbonatado, y suponen una transgresión del Atlántico sobre las áreas continentales situadas al sur, en el actual territorio de Castilla y León. De acuerdo con la división en ciclos sedimentarios de Alonso et al. (1993), incluye las facies marinas de las secuencias deposicionales 2, 3 y 4, que forman una primera megasecuencia, y las secuencias 5, 6, 7 y 8. En conjunto forma un paquete carbonatado que resalta en el relieve, y se distingue en el campo de los resaltes superiores atribuidos a las series de la unidad 32.

La sucesión está formada principalmente por calizas, margas y calcarenitas. En la primera megasecuencia predominan las micritas y calcarenitas con algunos niveles de arenas y arcillas, que se depositan a techo y lateralmente a los materiales terrígenos de la unidad 27. Las restantes secuencias deposicionales están compuestas por margas y calizas, que pasan hacia el sur a micritas, margas y calcarenitas con niveles dolomíticos y calizas bioclásticas (Alonso et al., 1993). En la Región Vasco-Cantábrica culmina con un nivel margoso sobre el que se sitúa la sucesión calcárea de la unidad 32; en esta región es donde se alcanzan las mayores potencias, que pueden superar los 400 m.

Las formaciones que se han definido sobre estas sucesiones son las siguientes: Fms. Dosante, Sta. María de Las Hoyas, Nuévalos, Arceniega, Cabrejas del Pinar, Puentedey, Sta. Cruz del Tozo, Picofrentes, Monterde, Castro de Fuentidueña, Hornillalatorre, Revilla de Pomar, Cueva, Villaescusa de las Torres, Muñecas, Jaraba, Nidáguila, Hortezuelos, Caballar y Pantano de la Tranquera (Floquet et al., 1982; Alonso et al., 1993).

La edad abarca desde el Cenomaniense inferior hasta el Santoniense inferior. La base, ligeramente diacrónica, es más moderna hacia el sur, donde puede situarse en el Cenomaniense medio o superior.

Las secuencias deposicionales comienzan con un impulso transgresivo , seguido de un periodo de relativa estabilidad, y finalizan con una emersión total o parcial de la cuenca, reconocible por las superficies de discontinuidad que separan las distintas secuencias. Durante la primera megasecuencia los impulsos transgresivos fueron alcanzando zonas cada vez más meridionales, hasta que en el Cenomaniense medio llegaron a conectarse el Atlántico y el Tethys. El medio sedimentario en esta primera etapa corresponde a una rampa somera, con desarrollo local de medios restringidos tipo lagoon. En las siguientes secuencias la cuenca se encontraba basculada hacia el norte, variando las condiciones de depósito de rampa externa en el norte a medios más someros hacia el sur.

31- Fm. Arenas y arcillas de Segovia

Esta formación, que aparece sólo en el Borde Norte del Sistema Central, está relacionada con un momento de emersión generalizada de la cuenca, y constituye una cuña de materiales terrígenos continentales en la serie mar ina de la unidad 30.

Está compuesta por arenas blancas, limos y arcillas, con algunos niveles de conglomerados. La potencia es variable, rondando los 55 m. como máximo (Alonso, 1980).

Mesozoico 61

La edad de la base varía entre el Turoniense superior y el Coniaciense basal, mientras que a techo llega al Coniaciense inferior en tránsito al medio. Las Arenas de Segovia se apoyan en contacto normal y neto sobre los materiales de las unidades 29 y 30, y en contacto discordante e inconforme sobre las rocas metamórficas e ígneas del Paleozoico, respectivamente.

El medio de depósito se interpreta como un sistema fluvial, de tipo braided distal y meandriforme, aunque localmente pueden aparecer medios de llanura de m area.

32- Serie carbonatada del Cretácico sup. (tramo superior): calizas, margas, calcarenitas, dolomías y arenas En esta unidad se han incluido las últimas secuencias marinas del Cretácico superior. Aparecen siempre a techo de la unidad 30, y constituyen el segundo tramo carbonatado que destaca en el relieve de la Región Vasco-Cantábrica.

La sucesión está ordenada en cuatro secuencias deposicionales, formadas principalmente por calizas, margas y calcarenitas; suelen presentar mayor variedad

Terciario 62

litológica tanto hacia el sur como hacia el techo de cada secuencia, incluyendo términos dolomíticos, terrígenos (areniscas y arcillas) y evaporíticos (yesos del Valle de Tabladillo, Segovia). Las potencias mayores se alcanzan en la Región Vasco-Cantábrica, en torno a los 400 m, y se reducen progresivamente hacia el sur. La parte superior presenta cambios laterales de facies a la unidad 30 (Alonso et al., 1993).

Las formaciones definidas sobre estos materiales son las siguientes: Fms. Boñar, Nocedo de Burgos, Hontoria del Pinar, Castrojimeno, Burgo de Osma, Tubilla del Agua, Moradillo de Sedano, Quintanaloma, Santo Domingo de Silos, Valle de Tabladillo, Sedano, Valdenoceda, Sobrepeña y Bozóo (Floquet et al., 1982; Alonso et al., 1993).

La edad está comprendida entre el Santoniense inf. y el Maastrichtiense superior; en las zonas donde aparece la facies Garum el techo se sitúa más bajo, en el Maastrichtiense inferior.

Tal como se comentó en la unidad 30, las secuencias deposicionales constan de un impulso inicial transgresivo, seguido de una etapa de relativa estabilidad. Durante la etapa transgresiva los medios sedimentarios corresponden a rampas externas en el norte, y pasan hacia el sur a medios más someros de plataforma interna, con ambientes de sebkha y de bancos submareales; en la segunda etapa hay una progradación de las facies de plataforma somera sobre las de la etapa anterior. La invasión marina de mayor alcance corresponde a la primera secuencia; de forma sucesiva, las siguientes secuencias representan transgresiones cada vez más restringidas al norte, confiriendo al conjunto un carácter general regresivo. En las zonas meridionales fuera del alcance de las transgresiones se depositan sucesiones continentales (unidad 33), que acaban sustituyendo a las marinas a techo de esta unidad.

TERCIARIO

El Terciario de la Comunidad Castellano-Leonesa ocupa, de forma continua, la zona centro de la región, en lo que se conoce como Cuenca del Duero. Al noroeste, e inserta en el Paleozoico de la zona Asturoccidental-Leonesa, se sitúa aisladamente la Cuenca de El Bierzo. En la región suroeste destacan la Cuenca de Ciudad Rodrigo y la Depresión Peñaranda-Alba, que siguen direcciones de fracturación suroeste-noreste y presentan continuidad de afloramiento con el resto de la cuenca. En la zona meridional y enmarcadas por el sustrato granítico del Sistema Central, se localizan las depresiones de Corneja, Amblés y Campo de Azálvaro, que se alinean de OSO a ENE, siguiendo la dirección del Sistema Central. Algo más al este, y entre las grandes fallas de Plasencia-Santa María de Nieva y de Guadarrama, se encuentran las depresiones de Segovia y Sepúlveda-Ayllón. Al este de la falla de Guadarrama y separando la rama Castellana de la rama Aragonesa de la Cordillera Ibérica (Sierra de Cameros-Soria), se encuentra la Cuenca de Almazán, que se comunica con la del Duero a través del corredor de San Esteban de Gormaz. Al noreste, la Cuenca del Duero enlaza con la del Ebro a través del corredor de La Bureba o surco Ebro-Rioja.

La Cuenca del Duero es una cuenca intraplaca de evolución compleja que se individualizó a finales del Cretácico o principios del Paleógeno, al iniciarse la primera fase compresiva de la orogenia Alpina, siguiendo las directrices

63 Terciario

tardihercínicas. En líneas generales, es una cuenca asimétrica que presenta sus mayores espesores en su margen Cantábrico, al norte, y en el surco asociado al margen de la Cordillera Ibérica, al este. El relleno de ambos márgenes presenta similitudes con el de cuencas de antepaís. En sus márgenes oeste y sur existe principalmente una tectónica de bloques levantados y hundidos que se inclinan progresivamente hacia el centro de la cuenca, especia lmente en el sector occidental.

El origen y evolución de la Cuenca del Duero y de las cuencas satélites periféricas que, temporal y/o geográficamente estuvieron individualizadas, están ligados a diversos factores (Portero y Aznar, 1984; Corrochano y Pena dos Reis, 1986; Corrochano y Armenteros, 1989):

1. Al contexto estructural, debido a que está enclavada en la zona de enlace del Macizo Hespérico con la orla mesozoica oriental de la Cuenca.

2. A las últimas etapas comprensivas que originan la Cordillera Ibérica.

3. Al diferente tectonismo de sus bordes, sobre todo durante el Paleógeno. Al oeste y suroeste se produce una tectónica de bloques que compartimentó el cratón Hespérico en fosas y umbrales inclinados hacia el este; en los bordes norte y este, el relleno paleógeno muestra características de cuenca de antepaís; y el borde meridional, por su parte, está regido por fallas subverticales tardihercínicas de dirección NE-SO (Sistema Central) y NO-SE (Rama Castellana de la Cordillera Ibérica).

4. A la variedad composicional de las unidades litológicas que enmarcan la Cuenca, dado que está rodeada por distintas unidades morfoestructurales preterciarias, que condicionan la naturaleza de su compleja sucesión sedimentaria. Por el norte, recibe aportes de la Cordillera Cantábrica constituida por series sedimentarias paleozoicas, predominantemente siliciclásticas al oeste y carbonatadas al este. Por el oeste y suroeste, el Macizo Hespérico, que se sumerge bajo el Terciario hacia el este, aporta detritos de rocas intrusivas ácidas, metamórficas de alto, medio y bajo grado, y sedimentarias siliciclásticas, de edad Precámbrico superior hasta Paleozoico superior. Ello determina la composición de las rocas siliciclásticas terciarias del sector occidental de la cuenca (lutitas, arcosas, litarenitas, grauwacas y conglomerados siliciclásticos). El límite meridional muestra una influencia predominantemente granítica y gnéisica en sus partes occidental y central (al norte del Sistema Central). Las sucesiones terciarias del noreste, este y sureste muestran principalmente una influencia del Mesozoico de la Región Vasco-Cantábrica y de las Ramas Aragonesa y Castellana de la Cordillera Ibérica. Los sistemas sedimentarios son de naturaleza silícea y/o carbonatada, presentando localmente aportes paleozoicos derivados del Macizo de La Demanda y de la zona central de la Cordillera Ibérica al sur de Soria. Los principales registros lacustres (carbonatados y, en menor medida, yesíferos) se hallan en la mitad oriental de la Cuenca y centro de ésta, tanto en el Paleógeno como en el Neógeno. Este hecho está determinado por la gran proporción de afloramientos carbonatados mesozoicos (algunos yesíferos) en los bordes noreste, este y sureste de la cuenca y la importancia de éstos como áreas fuentes durante todo el Terciario.

5. A la evolución paleoclimática, deducida de las características sedimentológicas (series rojas, dolomías, yesos, silcretas, calcretas, lateritas...) y paleontológicas de la serie terciaria. A lo largo de la sucesión se pasa desde climas de tipo subtropical/tropical húmedo (Cretácico superior-Eoceno inferior) a otros más

Terciario 64

áridos y cálidos de tipo sabana (Eoceno medio-Oligoceno), que siguen con alternancias húmedas y secas hasta el final del Neógeno, marcándose al menos dos episodios de mayor aridez en el Mioceno medio y superior (Jiménez, 1974; Armenteros, 1986; López Martínez, 1989; Rivas Carballo, 1989; Corrochano y Armenteros, 1989; Fernández et al., 1989; Calvo et al., 1993). Paleolatitudinalmente, la Cuenca del Duero estuvo situada en torno a los 33º de latitud norte al comienzo del Paleógeno, para ir progresivamente desplazándose hasta alcanzar los 40º al final del Plioceno (Smith, 1996).

EVOLUCIÓN GEOLÓGICA DE LA CUENCA DEL DUERO

La gran extensión de la Cuenca del Duero y la existencia de diversos dominios y subcuencas hace difícil la correlación de discontinuidades y secuencias sedimentarias en toda su amplitud. Sin embargo, el conocimiento estratigráfico y las aportaciones paleontológicas actuales permiten reconocer, en líneas generales, tres principales etapas en el registro sedimentario de la Cuenca del Duero, que siguen a sendas discontinuidades mayores (Corrochano y Armenteros, 1989). Por encima, se disponen escalonadamente los sucesivos episodios sedimentarios correspondientes al Cuaternario.

1. En la primera etapa, tiene lugar el comienzo de la historia geológica de la Cuenca del Duero, probablemente a finales del Cretácico. Previamente el Macizo Hespérico, situado al oeste, fue afectado por una intensa alteración bajo clima tropical húmedo que condujo al desarrollo de suelos lateríticos y mantos caoliníticos (Jiménez, 1974; Corrochano, 1977; Bustillo y Martín Serrano, 1980; Molina et al., 1987, 1989, 1990). Tal vez al final del Cretácico y coincidiendo con la retirada del mar hacia el este del Macizo Hespérico, se produjo la destrucción parcial de los mantos de alteración y el comienzo de los primeros episodios sedimentarios (Cretácico superior-Paleoceno) de la Cuenca del Duero, con la acumulación de las denominadas series siderolíticas en los bordes oeste y suroeste de la cuenca. Al final de su sedimentación, tuvo lugar el desarrollo de silcretas (Bustillo y Martín Serrano, 1980; Blanco y Cantano, 1983; Molina, 1991; García Talegón, 1995) y la acumulación localizada de alunita, cuya datación radiométrica señala una edad paleocena (aprox. 58 Ma) (Blanco et al., 1982). Simultáneamente, en el borde oriental (Arlanza-Soria-Almazán) la sedimentación carbonatada finicretácea termina en una marcada regresión con paso a ambientes supramareales y fluvio-lacustres, dando lugar a la retirada definitiva de los dominios del Tethys (Floquet et al., 1982). Sólo en el área de Villarcayo, al NE, continúa la sedimentación marina hasta el límite Eoceno inferior-medio. En el sector de Soria-Cuenca de Almazán, se constata una amplia laguna estratigráfica que abarcaría buena parte del Paleoceno y del Eoceno inferior (Armenteros, 1989; Corrochano y Armenteros, 1989), siempre contando con lo datos cronoestratigráficos conocidos hasta ahora. En el sector del río Arlanza, se ha descrito un tránsito marino-continental a finales del Cretácico, siendo continental el resto de la sedimentación paleógena situada sobre dicho tránsito (Pol y Carballeira, 1986).

2. Es probablemente a raíz de una marcada inestabilidad tectónica durante el Eoceno medio cuando empiezan a definirse diferentes dominios de sedimentación (subcuencas paleógenas, cuyo relleno aflora actualmente plegado y/o inclinado de forma discontinua en los bordes). A partir de entonces

Mesozoico 65

comienza el segundo gran episodio de relleno de la Cuenca del Duero (Eoceno medio-

66 Terciario

Mioceno inferior ?) que presenta discontinuidades internas de menor rango (Corrochano y Armenteros, 1989). Durante esta etapa, las sucesiones paleógenas principales (bordes oeste, norte, sur y este) muestran notables diferencias, traducidas no sólo en el modo de apilamiento de las secuencias sedimentarias, hecho condicionado por factores tectónicos y de subsidencia, sino además en los modelos de sistemas sedimentarios y paleoalteraciones asociadas. En el borde oeste, la serie paleógena aflorante no sobrepasa los 400 metros y está constituida por diversas facies de areniscas (litarenitas, arcosas, grauwacas) y lutitas con escasas intercalaciones de facies margosas y calizas y con abundantes paleosuelos en las unidades superiores (calcretas, silcretas y suelos aluviales) (Corrochano, 1977; Alonso Gavilán, 1981). En el borde sur (área de Segovia), la sedimentación paleógena es similar, destacando la presencia de conglomerados polimícticos en la unidad basal y de arcosas en la superior, estando la paligorskita omnipresente a lo largo de la sucesión (Fernández García et al., 1989). En el borde septentrional, la sedimentación es enteramente terrígena y está dominada por sucesiones conglomeráticas (de composición polimíctica o carbonatada), cuyo espesor supera los 1.500 metros (Colmenero et al., 1982a; García Ramos et al., 1982). En el borde este, la sucesión aflorante es muy potente (en Almazán supera los 2.500 m etros) y está formada por diversas unidades compuestas por facies conglomerát icas (carbonatadas, silíceas y polimícticas), de areniscas (litarenitas) y lutitas, que alternan con unidades carbonatadas y, en ocasiones, yesíferas. Tanto las sucesiones terrígenas aluviales, como las carbonatadas lacustres, contienen numerosas paleoalteraciones y paleosuelos (suelos aluviales, calcretas, dolocretas, yesocretas, silcretas y facies palustres). En el Oligoceno y durante las primeras etapas del Mioceno (Rambliense y Aragoniense inferior) existen fases de inestabilidad tectónica en la cuenca, tal como puede evidenciarse en diversos bordes, sobre todo en los bordes septentrional y oriental (Colmenero et al., 1982a; Pol y Carballeira, 1986; Armenteros et al., 1989a). Ello da lugar a rupturas sedimentarias que no se hallan definidas en todos los bordes y que, salvo en la cuenca de Almazán (donde existen dos bien marcadas), no tienen una edad precisa.

3. La tercera fase sedimentaria del relleno de la cuenca (Mioceno inferior-Plioceno ?) se produce a partir de la última ruptura, constituyendo un paso decisivo en la configuración de una cuenca unitaria, tal como se desprende de la distribución de facies neógenas en la Cuenca. Es entonces, tal vez a partir del Aragoniense inferior, cuando se pierde la configuración cuencal paleógena y se adquiere otra más uniforme y próxima a la situación cuaternaria. Además de las discontinuidades que limitan, a muro y techo, esta sucesión neógena, se han reconocido otras discontinuidades internas entre las que destacan las de edades Aragoniense superior y Vallesiense superior.

La división estratigráfica del Neógeno de la Cuenca nace con los trabajos de E. Hernández Pacheco (1915) y F. Hernández Pacheco (1930) sobre el sector central, donde reconocen los tres tramos, ya clásicos, caracterizados por litofacies específicas:

Arcillas de la Tierra de Campos (lutitas con intercalaciones de areniscas), que se encuentra en las zonas más bajas de escaso relieve.

Margas yesíferas (margas, arcillas y yesos con intercalaciones calizo-dolomíticas), que se encuentran en las cuestas del relieve castellano; y

Terciario 67

Caliza de los Páramos, que coronan la sucesión miocena, formando un relieve de cerros aislados y extensas altiplanicies (Páramos).

Con posterioridad otros autores han extendido y ampliado esta división a otros sectores de la zona centro (García Abad y Rey Salgado, 1973; Portero et al., 1982a, 1983; Mediavilla y Dabrio, 1986; Armenteros, 1991), de la zona occidental (Santiesteban et al., 1991), zona oriental (Royo y Gómez, 1926; Pineda, 1996) y zona suroriental (García del Cura, 1975; Armenteros, 1986). A destacar la definición de la Unidad de Dueñas, a muro de las Arcillas de la Tierra de Campos (Del Olmo y Portero, 1982b), y la expansión de la serie Neógena hacia el techo, para incorporar la sucesión detrítico-carbonatada situada sobre el Páramo inferior (Royo y Gómez, 1926; García del Cura, 1975; Portero et al., 1983; Armenteros, 1986; Mediavilla y Dabrio, 1989).

En conjunto, teniendo en cuenta las modificaciones relacionadas con los cambios paleogeográficos mayores de la sucesión neógena, y la persistencia de depresiones marginales con evolución particular, la Cuenca del Duero muestra una distribución de facies centrípeta. En los márgenes presenta una orla de facies aluviales, más extensa en los sectores occidental, noroccidental y suroccidental, donde se halla dominada por el aporte siliciclástico paleozoico y granítico del Macizo Hespérico. Por su parte, en los bordes nororiental, oriental y suroriental predomina la sedimentación clástica carbonatada y poligénica de origen mesozoico (Región Vasco-Cantábrica y Cordillera Ibérica). En el centro de la cuenca (en torno a un triángulo Valladolid-Burgos-Aranda de Duero, con una evaginación hacia el sureste, dentro de la cuenca de Almazán) se produce una sedimentación carbonatado-evaporítica, relacionada con ambientes carbonatados lacustres someros, y otros que siguen modelos de tipo playa-lake con facies dolomítico-yesíferas y arcillas magnesianas. A lo largo de la evolución paleogeográfica de esta etapa neógena, se desarrollan ciclos de retracción-expansión de las facies lacustres centrales, que tienen su principal causa en los episodios tectónicos que afectaron los bordes de la Cuenca.

Finalmente, la cuarta y última etapa (4) de la evolución geológica de la Cuenca del Duero abarcaría desde el final del Plioceno hasta la actualidad y se tratará de ella en el capítulo siguiente, que concierne al Cuaternario.

Las grandes etapas de sedimentación continental terciaria en la Cuenca del Duero y cuencas terciarias periféricas han estado condicionadas por los diversos campos de esfuerzos a los que estuvieron sometidas dentro de la placa ibérica durante el Terciario. Producto de la tectogénesis alpina terciaria son la creación de los rebordes montañosos de la cuenca (Cordillera Cantábrica, Cordillera Ibérica y Sistema Central), la formación de las depresiones periféricas y la evolución de sus diferentes depocentros sedimentarios (Fig. 6).

Las primeras etapas tectónicas alpinas propiamente terciarias tienen lugar en el Eoceno-Oligoceno inferior y están relacionadas con el comienzo de la sedimentación terciaria en gran parte de la cuenca, si se exceptúan aquellas zonas del norte, noreste y este-centro donde puede reconocerse un tránsito gradual Cretácico-Paleógeno. La primera gran fase tectónica tiene lugar en el Oligoceno medio-superior y con ella se relaciona la discontinuidad intraoligocena (fase Castellana del borde de la Cordillera Ibérica con la Cuenca del Tajo ?). En el Duero, aparece claramente datada en la Cuenca de Almazán, donde da lugar a una discordancia progresiva. La siguiente fase de plegamiento ocurre en el Mioceno inferior y parece tener una extensión amplia en toda la Cuenca del Duero, aunque sólo en la Cuenca de Almazán puede datarse (Rambliense). No es hasta el

68 Terciario

Aragoniense (Mioceno medio) cuando tiene lugar otra fase de inestabilidad general en la Cuenca, que se inicia con nuevos aportes terrígenos representados por la denominada Tierra de Campos y unidades equivalentes. La estabilidad tectónica toma cuerpo de nuevo con la sedimentación carbonatado evaporítica (Facies de las Cuestas) y continúa con una sedimentación carbonatada, que es expansiva sobre el zócalo preterciario en algunos bordes de la región oriental de la Cuenca. Esta unidad carbonatada es la correspondiente a las Calizas de los Páramos (Calizas inferiores de la superficie del Páramo, Portero et al., 1983) cuya edad se sitúa aproximadamente en el Vallesiense inferior (Mioceno superior). Este periodo de estabilidad se rompe a consecuencia de una reactivación tectónica intravallesiense, que trae consigo el depósito de la sucesión finineógena, la cual se inicia con depósitos terrígenos a los que sigue, en toda la mitad este de la Cuenca, una sedimentación carbonatada expansiva. Esta puede verse interrumpida por nuevos aportes terrígenos, tal como se observa en algunos puntos del borde oriental. Con esta situación finaliza la historia endorreica neógena y se pasa, bien progresivamente, o bien de forma brusca (según la opinión de los autores), a la etapa de vaciado fluvial que se continúa hasta la actualidad. El inicio de esta etapa fluvial exorreica ha sido relacionado con la fase Iberomanchega 2 por comparación con la sucesión terciaria de la Cuenca del Tajo (véase introducción del Cuaternario).

DIVISIÓN EN DOMINIOS DEL TERCIARIO

Para facilitar la síntesis litoestratigráfica y el establecimiento de la posición cronoestratigráfica de cada unidad cartografiada del Terciario, se ha dividido la Cuenca en tres grandes dominios. Cabe advertir que esta división no se encuadra en un marco geológico-estructural y busca principalmente simplificar las notables variaciones del registro estratigráfico a lo largo de la Cuenca, mediante el establecimiento de columnas sintéticas regionales y su correlación dentro de cada dominio y entre dominios.

Estos forman franjas de orientación N-S, asociadas a los bordes oeste (Dominio Occidental) y este (Dominio Oriental), entre las que se dispone una franja central (Dominio Central) que ocupa el centro de la Cuenca y los sectores ligados a los bordes norte y sur:

Dominio Occidental (DOc), que comprende el oeste de la Cuenca del Duero, y las cuencas de El Bierzo, al noroeste, y las de Ciudad Rodrigo y Peñaranda-Alba, al suroeste.

Dominio Central (DC), en el que se distinguen tres zonas: zona norte, al sur de la Cordillera Cantábrica; zona centro, que abarca el centro de la Cuenca del Duero; y zona sur, al norte del Sistema Central, donde se incluyen las depresiones terciarias de Corneja, Amblés (al oeste de Ávila) y Campo de Azálvaro (al este de Ávila).

Dominio Oriental (DOr), que a su vez se divide en tres zonas: una al noreste que corresponde al área del Sinclinal de Villarcayo, el corredor de La Bureba y el Condado de Treviño; la zona centro ocupa desde el sur del río Arlanza hasta Pradales al noreste de Segovia; y la zona suroridental que corresponde a la Cuenca de Almazán-Soria.

En estos dominios se distinguen 14 agrupaciones cartográficas en función de sus características litológicas, cronoestratigráficas y de interés minero, a partir de los datos aportados por la cartografía de la Serie MAGNA E. 1:50.000 principalmente,

Terciario 69

así como por otros obtenidos de diversas fuentes (tesis, publicaciones, cartografías inéditas, etc.).

Para situar, con respecto al tiempo geológico, el registro estratigráfico en los diversos dominios del Terciario de la Cuenca del Duero, se ha empleado la escala de tiempo convencional en uso, con una extensión temporal arbitraria de las distintas divisiones. La sub-era Terciaria se subdivide en los periodos (o sistemas) Paleógeno y Neógeno con sus correspondientes subdivisiones en épocas (o series): Paleoceno, Eoceno, Oligoceno, Mioceno y Plioceno. Dada la importancia de los registros eoceno y mioceno y el grado de conocimiento cronoestratigráfico alcanzado en la sucesión terciaria continental de esta cuenca, dichas series eocena y miocena han sido subdivididas en sus correspondientes pisos continentales de acuerdo con las propuestas más recientes (Schmidt-Kittler, 1987; Calvo et al., 1993).

33.- Serie finicretácica: calizas, areniscas y lutitas La unidad cartográfica 33 está formada por una sucesión detrítico-carbonatada de composición variable y de origen continental. Corresponde aproximadamente al tránsito Cretácico-Terciario en los bordes norte y este de la Cuenca del Duero. La totalidad o partes de la unidad han sido atribuidas, sin rigor nomenclatural, al Garumniense definido en sucesiones del Pirineo, lo que ha sido desaconsejado (Gutiérrez y Robles, 1979).

La litología varía dependiendo de sus áreas de afloramiento. En el borde norte del DC está constituida por una alternancia de calizas, areniscas y lutitas con una potencia de 125 m (Colmenero et al., 1982a). En el Dominio Oriental, área de los ríos Arlanza-Mataviejas, está formada por lutitas rojas, arenas, areniscas y calizas con gasterópodos (Lychnus), siendo su potencia de 250 m (Pol y Carballeira, 1986). Algo más al sureste (hoja nº 348, S. Leonardo de Yagüe), existe una sucesión de margocalizas estromatolíticas, calizas con gasterópodos y oncoides, margocalizas y areniscas (100-200 m de espesor) atribuida al Garumniense (Quintero y Mansilla, 1981). En el área noreste del dominio anterior (DOr, área de Villarcayo) está representada por arcillas verdes y rojas con fauna lacustre y espesores de 50 a 100 m (Carreras et al., 1979). En la región suroriental (Almazán) está formada por calizas intramicríticas pseudobrechoides y calizas con gasterópodos (Lychnus), foraminíferos y caráceas, alcanzando una potencia máxima de 250 m (Floquet et al., 1982).

En el borde norte del DC corresponde a la parte inferior de La Fm. de Vegaquemada definida por Evers (1967), que ha sido atribuida a la facies Garumniense, situándose en continuidad o no sobre el Cretácico superior y siendo recubierta por el tramo superior de la Fm. Vegaquemada (Colmenero et al., 1982a). En el área nororiental del Dominio Oriental (DOr), se ha definido como tal la unidad de arcillas verdes con niveles abigarrados, que se dispone sobre una unidad cretácica dolomítica y es recubierta por una unidad dolomítica con fauna marina; hacia el noreste pasa a facies carbonatadas marinas de la unidad 35 y hacia el suroeste se acuña por erosión (Carreras et al., 1979). En el borde central del DOr está constituida por la unidad 4 de Valladares (1976), equivalente a la Fm. Santibáñez del Val (Floquet et al., 1982) y, a su vez, a las unidades 1 y 2 de Pol y Carballeira (1986); se sitúa concordantemente sobre las calizas de Santo Domingo

70 Terciario

de Silos y por encima se presenta, en continuidad, la unidad de fangos rojos, arenas y areniscas pardo-

Terciario 71

amarillentas de Colmenar (Pol y Carballeira, 1986). En la zona suroriental está representada por la Fm. Sª de la Pica, que se apoya, en contacto normal transicional, sobre la Fm. de Santo Domingo de Silos y pasa lateralmente a la Fm. Santibáñez del Val hacia el noroeste (Floquet et al., 1982); a techo es recubierta por conglomerados eocenos (Armenteros, 1989).

Aflora al sur de la Cordillera Cantábrica, en una estrecha faja al norte de las Provincias de León y Palencia. En la zona noreste (DOr) aparece en el sinclinal de Villarcayo (Burgos). En la zona central del DOr se encuentra en el sinclinal de Santo Domingo de Silos y zonas próximas al norte (Sinclinal de Retuerta) y al sur (Huerta del Rey). En la zona suroriental aflora en las proximidades y al este de Soria (Sª de la Pica), y en una estrecha franja que circunda la Cuenca de Almazán y que se adosa a la Cordillera Ibérica. Esta última franja no está representada en la cartografía y la Fm. Sierra de La Pica se ha incluido en la Fm. Santo Domingo de Silos (hoja 408, Torrijo de la Cañada) por no ser cartográficamente representable, dado su escaso espesor (inferior a 10 m) (Ruiz Fernández de la Lopa et al., 1991).

Por los datos paleontológicos de algunos sectores puede correlacionarse con la unidad 34 del Dominio Occidental, si se tiene en cuenta la edad sugerida recientemente para ésta última.

La posición cronoestratigráfica, salvo en el borde norte (DC) donde la datación no ha sido posible, puede situarse en tramos más o menos amplios, dependiendo de las zonas, del tránsito Cretácico superior-Paleoceno. En la zona nororiental (DOr) presenta una edad Campaniense-Maastrichtiense (Carreras et al., 1979). Recientemente, en la unidad 2 de Pol y Carballeira (1986), han sido hallados restos de dinosaurios que dan una edad Maastrichtiense (Pol et al., 1992). En la zona suroriental, Floquet et al. (1982) le atribuyen una edad Maastrichtiense.

En general son depósitos continentales que, en ocasiones, presentan rasgos de medios salobres por su posición paleogeográfica próxima a una llanura costera. En el borde norte (DC), dominan los medios fluviolacustres y fluviales trenzados, a los que seguirán durante el Paleógeno ambientes aluviales más proximales. En el DOr, al noreste, son depósitos lacustres mixtos que representan la sedimentación en una llanura costera; en la zona central predomina una sedimentación de llanura aluvial que progresivamente es sustituida por una sedimentación carbonatada palustre; por último, en la zona suroriental se desarrolla una sedimentación carbonatada lacustre-palustre (Sª de la Pica).

34.- Series Siderolíticas: conglomerados, arenas y lutitas En esta unidad se engloban un conjunto de litofacies caracterizadas por su composición siliciclástica, presencia de caolinita, y cementos de sílice y óxidos de hierro. Se localizan en el DOc de la Cuenca en estrecho contacto y relación con el Macizo Hespérico, y su edad se sitúa en torno al límite entre el Cretácico superior y el Paleoceno inferior.

Está formada por facies de conglomerados, areniscas y lutitas de colores blancos, verdes y rojos, en moteado. Estas facies se ordenan en secuencias granodecrecientes. En su composición predominan los granos de cuarzo y en menor cantidad de feldespatos y mica dentro de una matriz caolinítica (en menor medida esmectítica). Las cementaciones por oxihidróxidos de hierro (goethita y hematites) son frecuentes en la base y parte media de la unidad, mientras que las

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silicificaciones (ópalo-C y ópalo-CT), a veces acompañadas por alunita, son tanto más frecuentes cuanto más a techo (Bustillo y Martín Serrano, 1980; Bustillo et al., 1982; Blanco y Cantano, 1983). La composición mineralógica de esta unidad, dominada por cuarzo, caolinita y, en algunos casos, óxidos de hierro, ha motivado su adscripción a facies siderolíticas (Bustillo y Martín Serrano, 1980). Sus componentes son en buena parte heredados y derivan de la erosión del manto de alteración que afectó al zócalo hercínico durante el Mesozoico. Su potencia es variable: en torno a los 40 m en Zamora (Corrochano, 1977); alrededor de los 100 m en Salamanca (Alonso Gavilán, 1981) y noreste de Cardeñosa en Ávila (Bustillo et al., 1982); y cerca de los 50 m en Segovia (Olmo Sanz y Martínez Salanova, 1989).

En el área de Zamora, la unidad está constituida, de muro a techo, por las siguientes litofacies: Costra ferralítica, Facies de Montamarta y Facies de Zamora (Corrochano, 1977). En la zona salmantina, se registran 3 subdivisiones dentro de la unidad. La primera engloba, de muro a techo, las Areniscas de Amatos, Areniscas de Salamanca y Areniscas del Río Almar (Jiménez 1970, 1974). La segunda comprende las unidades: Conglomerados de la Peña del Hierro, Areniscas de Terradillos, Areniscas de la Peña Celestina y Conglomerado Silíceo de los Arapiles, que juntos integran la Fm. Detrítica de Salamanca (Alonso Gavilán, 1981). La tercera reconoce las Unidades siderolíticas y silícea que conforman una UTS (Santisteban et al. 1991). Tanto en Zamora como en Salamanca, se dispone discordante e inconforme sobre sucesiones sedimentario-metamórficas y granitoides del Macizo Hercínico y, a veces, fosiliza parte del manto de alteración desarrollado sobre el zócalo. Es discordantemente recubierta por las formaciones terciarias posteriores. En la zona de León, la Fm. Ordás ha sido asignada a esta Unidad (Pérez García, 1977), si bien dicha adscripción es dudosa. En la zona de Ávila está representada por la Unidad silíceo-ferruginosa de Torneros (Portero et al., 1983). Por último, en el área de Segovia se han establecido dos divisiones; en la primera se definen la Fm. arenas y arcillas de Vegas de Matute y la Fm. Arenas de Valdeprados (Fernández-García et al., 1989); en la segunda, la sucesión siliciclástica se divide en Unidad basal, intermedia y superior (Olmo Sanz y Martínez-Salanova, 1989); en ambos casos, se dispone en ligera discordancia sobre las formaciones carbonatadas senonienses y es recubierta discordantemente por formaciones detríticas paleógenas.

Aflora en el dominio occidental (DOc) y los principales afloramientos se hallan en torno a las ciudades de Salamanca y Zamora, orlando de forma discontinua el zócalo Hercínico. En el DC, al sur, se encuentra en una estrecha faja adosada al borde norte del Sistema Central, en las inmediaciones de Segovia; en la depresión terciaria de Campo de Azálvaro; y en pequeños afloramientos salpicando el borde septentrional del Sistema Central al N de Ávila.

En la Cuenca de Louça (Portugal) se ha descrito una unidad (Areniscas de Buçaco) de edad Campaniense, que presenta procesos similares de silicificación y que ha sido desde hace tiempo correlacionada con la unidad siderolítica del oeste de la Cuenca del Duero (Corrochano y Pena dos Reis, comunicación personal). También ha sido relacionada con una fase regresiva del Cretácico superior (Corrochano y Armenteros, 1989; Fernández García et al., 1989), razón por la cual se correlaciona con los depósitos carbonatados regresivos en la zona Central de la Cordillera Ibérica, al este de la cuenca (Corrochano y Armenteros, 1989). Esta unidad, a su vez, se correlaciona con una unidad de arcillas con intercalaciones de yesos y arenas que aflora en el DOr junto al río Riaza (inédito) y, en mayor medida, al sur de Somosierra, fuera de la Comunidad (Olmo Sanz y Martínez-Salanova, 1989).

Terciario 73

Los primeros estudios detallados refieren acertadamente una edad preluteciense (pre-Eoceno medio) (Jiménez, 1970). Posteriormente se realizó una datación radiométrica mediante alunita del techo de la unidad, que dio un valor de 58 Ma (Paleoceno superior) (Blanco et al., 1982). Sin desconfiar de este valor, pero teniendo en cuenta el origen diagenético del mineral y las correlaciones regionales (ver apartado anterior), se le atribuye una edad Cretácico superior a Paleoceno inferior. Recientemente, gracias al yacimiento de Armuña (Segovia), se han podido datar restos de un dinosaurio fitófago (Rhabdodon), que indican una edad Cretácico superior (Buscalioni y Martínez-Salanova, 1990).

En los diversos sectores del DOc en que aflora la unidad, las facies integrantes representan la sedimentación de sistemas fluviales trenzados con paleocorrientes hacia el este y noreste, cuya evolución configura una megasecuencia granocreciente (Corrochano, 1977; Alonso Gavilán, 1981; Fernández García et al., 1989).

35.- Serie carbonatada marina de Villarcayo: dolomías, margas y calcarenitas Esta unidad cartográfica está formada por un conjunto de facies marinas restringidas a la Región Vasco-Cantábrica y, por tanto, sólo afloran en el área noreste del DOr, abarcando desde el Cretácico terminal hasta la parte basal del Eoceno inferior (Ilerdiense).

Está formada por dolomías masivas, de textura margosa a sacaroidea que suelen alternar con margas y arcillas verdes y contienen foraminíferos bentoníticos, ostrácodos, gasterópodos, bivalvos, equinodermos y restos de peces. En ocasiones comienza con areniscas silíceas (techo del Cretácico). La parte superior (Ilerdiense) está constituida por calcarenitas con abundantes restos de Alveolinas (foraminíferos) (Carreras et al., 1979).

Comprende tres unidades recogidas en la cartografía del área de Villarcayo como: Calcarenitas con Orbitoides y dolomías, Dolomías y arcillas verdes y Calcarenitas con Alveolina (Carreras et al., 1979).

Constituyen en este orden una sucesión continua que se dispone en continuidad sobre la unidad maastrichtiense de arcillas verdes (33) y, a techo, es recubierta discordantemente por la sucesión paleógena continental (36). Lateralmente se pierde, principalmente por erosión, hacia el oeste-suroeste y pasa hacia el este a facies semejantes, ya fuera de la Comunidad.

Se ubica en el DOr, restringiéndose al área noreste: Sinclinal de Villarcayo, Miranda de Ebro y Condado de Treviño.

Su adscripción al dominio de la Cuenca Vasco-Cantábrica, donde la sedimentación marina perduró hasta el Eoceno inferior, hace difícil su correlación con otras sucesiones de la misma edad de la Cuenca del Duero, ya que durante este periodo apenas existe registro sedimentario en la mayoría de los dominios continentales de la Cuenca (Corrochano y Armenteros, 1989). Sólo en el área central (Río Arlanza) del DOr, parecen preservarse facies fluvio-lacustres de estas edades (ver la unidad 38).

Dado que la microfauna fósil es poco determinativa, la datación se ha basado principalmente en el conocimiento regional y la comparación con áreas próximas de

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estratigrafía bien conocida. Salvo para la parte inferior de la unidad (dolomías), que ha sido atribuida al Maastrichtiense superior, el resto corresponde al Paleoceno marino (Daniense y Thanetiense) y a la parte basal (Ilerdiense) del Eoceno inferior (Ypresiense) (Carreras et al., 1979).

Al final del Cretácico, y a continuación de la fase regresiva del Maastrichtiense inferior (véase 33), tiene lugar en esta región de la Cuenca Vasco-Cantábrica una nueva instalación de ambientes marinos (plataforma) y de transición (llanuras mareales, islas barrera-lagoon). La alternancia de estos ambientes refleja oscilaciones del nivel del mar hasta su retirada definitiva de la región en el Eoceno inferior (Carreras et al., 1979; Montes et al., 1989).

36.- Serie detrítica eo-oligocena: conglomerados, areniscas y lutitas Dentro de esta unidad se incluyen un conjunto de unidades terrígenas paleógenas que engloban diferentes sucesiones aluviales. Estas afloran en los bordes de la Cuenca del Duero en forma de orla discontinua que enmarca las unidades neógenas en algunos sectores de la Cuenca.

Dado el extenso dominio abarcado por esta unidad y la variada litología de los bordes de la cuenca, se comprenderá la diferente composición de sus unidades.

En el DOc destaca el predominio de las litologías siliciclásticas: lutitas y areniscas con niveles dispersos conglomeráticos. Entre las areniscas predominan las arcosas, subarcosas, litarenitas y sublitarenitas, dependiendo de la proporción de aportes ígneos y metamórficos procedentes del Macizo Hercínico; entre los cantos predominan los de cuarzo y cuarcita con menores proporciones de lidita, gneis y esquisto (Jiménez, 1970, 1972; Corrochano, 1977; Alonso Gavilán, 1981). En la mayoría de las sucesiones, abundan los rasgos de rubefacción, hidromorfismo y, en algunos tramos, son frecuentes los horizontes de calcretas, que pueden llegar a constituir litosomas de potencia decamétrica (v.gr.: dolocreta de San Muñoz en la hoja 502; López de Azcona y Mingarro, 1970). Entre las arcillas heredadas predominan illita, clorita y caolinita; estando las neoformadas representadas por esmectitas y, en menor medida, paligorskita (Alonso Gavilán et al., 1986, 1989a). La potencia de la sucesión en este dominio es generalmente inferior a los 300 m.

En la parte septentrional del DOc, la sucesión siliciclástica de la C. de El Bierzo (Ponferrada) está formada por conglomerados (cantos graníticos, metamórficos y paleozoicos sedimentarios), areniscas (arcosas y litarenitas) y lutitas, cuyo cortejo arcilloso está constituido por caolinita, illita y esmectita. Esta sucesión incluye un lentejón carbonatado con una potencia de 50 m (Herail, 1982).

En el DC y en su parte meridional (Ávila-Segovia) dominan también las facies siliciclásticas, que están constituidas principalmente por una alternancia de lutitas, arcosas y conglomerados polimícticos (de carbonato, arenisca, granito, gneis, cuarzo y cuarcita) con frecuentes niveles de calcreta. El conjunto arcilloso está representado por illita, esmectita y paligorskita, esta última neoformada y ligada a las calcretas (Fernández García et al., 1989). La potencia alcanza los 150 m. En su sector septentrional, la sucesión paleógena está constituida en su parte inferior (Tramo superior del Complejo de Vegaquemada con un espesor de hasta 1.200 m) por secuencias positivas granodecrecientes de conglomerados (cantos silíceos y carbonatados cretácicos), litarenitas y lutitas, con alguna intercalación caliza; la parte superior de la sucesión está constituida por unidades conglomeráticas en

Terciario 75

megasecuencias negativas, cuyos clastos son poligénicos paleozoicos (Sistema de Candanedo: 900 m de espesor) o carbonatados cretácicos (Sistema de Cuevas: 1200 m de espesor) (Colmenero et al., 1982a,b; García Ramos et al., 1982).

Por último, en el área suroriental del DOr, la sucesión paleógena supera los 2200 m de espesor y está constituida por lutitas pardo-rojizas, areniscas (litarenitas) y conglomerados (cuarzo, cuarcita y carbonato de procedencia cretácica y, en menor medida, jurásica, triásica y paleozoica) entre los que se disponen potentes unidades carbonatadas que serán tratadas aparte (en la unidad 37). Los tramos conglomeráticos presentan una amplia gama de composiciones: desde silíceos o carbonatados casi puros a poligénicos en varias proporciones (Guisado et al., 1988; Armenteros et al., 1989a; Ferreiro Padín, 1991; Navarro Vázquez, 1991a y b). En el área nororiental (Villarcayo) la sucesión paleógena incluye arcillas y arenas, con niveles conglomeráticos silíceos más abundantes a techo, siendo su espesor de unos 600 m (Carreras et al., 1979).

En esta unidad se engloban un amplio número de unidades cuyas diferencias derivan de su situación en relación con los diferentes bordes de la Cuenca.

En el DOc, en la zona salmantino-zamorana existen distintas divisiones del Paleógeno recogidas en Jiménez (1970, 1972, 1973); Corrochano (1977, 1980, 1982); Alonso Gavilán (1981); Martín Serrano (1988); Alonso Gavilán y Cantano (1987); Jiménez y Martín Izard (1987); Corrochano y Pena Dos Reis (1986); Cordero et al. (1982); Santisteban et al. (1991); Alonso Gavilán y Sánchez (1992).

Diferentes correlaciones de estas divisiones se recogen en Portero et al. (1982a); Jiménez et al. (1983); Portero y Aznar (1984) y Santisteban et al. (1991). Una síntesis lito y cronoestratigráfica de este sector se encuentra en Jiménez et al. (1983), Corrochano y Armenteros (1989), Santisteban et al. (1991) y Armenteros y Corrochano (1994).

En conjunto, dentro de la zona zamorana se distingue una unidad inferior (Tramo Medio de Corrochano, 1977) formada por las Facies de Entrala (60 m) y de Torres del Carrizal (40 m) que, al no estar diferenciada en la cartografía de la hoja 369, Coreses, se incluye en la unidad 37; ambas convergen distalmente en facies lacustres. La unidad superior (Tramo superior de Corrochano, 1977), por su parte, incluye las Facies de Corrales, Gema, Villabuena del Puente, Toro y Valdefinjas. En la zona salmantina, ambas unidades corresponden respectivamente a las Areniscas de Villamayor-Cabrerizos y a las Areniscas de Aldearrubia-Molino del Pico (Alonso Gavilán, 1981; Jiménez et al., 1983). La unidad inferior registra una expansión de las facies distales, mientras que la superior manifiesta una megasecuencia negativa, impuesta por una reactivación de las fracturas tardihercínicas. En la vecina Cuenca de Ciudad Rodrigo se han diferenciado dos unidades paleógenas: la inferior, denominada Serie de Ciudad Rodrigo (Jiménez y Martín Izard, 1987) o Formación de Arensicas del mismo nombre (Alonso Gavilán y Cantano, 1987), presenta un carácter arcósico y está constituida por secuencias arenoso-lutítitcas que pueden presentar niveles conglomeráticos basales; la unidad superior, discordante sobre la anterior, está formada por arcosas gruesas poco compactas, definidas como Formación Arcosas de la Alamedilla (Polo et al., 1987). La denominada Serie de las Tejoneras (Jiménez y Martín Izard, 1987), y a pesar de su adscripción a la parte inferior de la sucesión paleógena, se identifica con la unidad superior. En conjunto, el relleno paleógeno de la Cuenca de Ciudad Rodrigo constituye una megasecuencia granocreciente. En esta cuenca destacan las síntesis de Jordá (1983) y de Corrochano y Carballeira (1983b).

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En este amplio sector occidental, la sucesión 36 se halla discordante/ inconforme sobre la unidad siderolítica (34), o bien sobre sustratos ígneos, metamórficos o paleozoicos sedimentarios. A techo se sitúan discordantemente las unidades terrígenas neógenas. En la zona noroccidental del DOc (Cuenca de El Bierzo) se ha definido la Fm. Toral, que se dispone discordante sobre el sustrato paleozoico del Macizo Hercínico y es recubierta discordantemente por la unidad neógena de Santalla (Herail, 1982).

En el área meridional del DC (Ávila-Segovia), se asigna a esta unidad la Fm. conglomerados y arcosas de Aldeallana (Fernández-García et al., 1989), que corresponde aproximadamente a la secuencia de sedimentos polimícticos def inida por Olmo Sanz y Martínez-Salanova (1989) para la misma área (Segovia). En un área más occidental, Norte de Ávila, y en las depresiones terciarias del Sistema Central del Amblés y Campo de Azálvaro, se ha definido la unidad arcósica de Pozanco (Portero y Aznar, 1984; Bellido et al., 1991). Estas unidades se disponen discordantes/inconformes sobre la unidad siderolítica (34), sobre el Cretácico carbonatado y/o los complejos ígneo-metamórficos del Sistema Central; son recubiertas por las unidades terrígenas neógenas.

En el sector septentrional del DC, la presente unidad está representada por la parte superior de la Fm. Vegaquemada definida por Evers (1967) - equivalente, a su vez, a la Arenisca de Las Bodas de Ciry (1939)- correspondiéndose dicha parte con el denominado Complejo de Vegaquemada superior (Colmenero et al., 1982a). Por encima, se disponen los sistemas de Facies de las Cuevas (Mabesoone, 1961) y Fm. Candanedo (Evers, 1967). En la zona oeste de León se definen las Facies de Tapia de la Rivera y Facies de Paladín, que son equivalentes laterales de las anteriores (Pérez García, 1977). El conjunto descansa discordante sobre las unidades cretácicas y paleozoicas del borde Cantábrico en León y Palencia.

Por último, en el sector suroriental del DOr se reconocen tres megasecuencias paleógenas que engloban, además de las unidades detríticas, las unidades carbonáticas incluidas en la unidad 37. La inferior constituye una megasecuencia granodecreciente conglomerático-lutítica, discordante sobre el Cretácico carbonatado (Armenteros, 1989); a esta primera le sigue otra de tendencia granocreciente y de naturaleza lutítico-arenosa con intercalaciones conglomeráticas, que, a su vez, da paso a la megasecuencia paleógena superior de conglomerados, arenas y lutitas, con tendencia granodecreciente (Guisado et al., 1988; Armenteros et al., 1989a; Armenteros, 1994; Corrochano y Armenteros, 1989; Armenteros y Corrochano, 1994). Recientemente se han propuesto sin definición precisa las Fms. de Gómara (detrítica) y Deza (detrítico-carbonatada), equivalentes entre sí lateralmente, para incluir los sistemas paleógenos de la Cuenca de Almazán (Bond, 1996). A techo de la sucesión paleógena de esta Cuenca se dispone discordantemente la sucesión detrítica neógena. En el sector nororiental de este dominio (Sinclinal de Villarcayo) se aprecia una sucesión lutítico-arenosa discordante sobre el Paleógeno inferior marino, que incluye una discontinuidad interna y termina en areniscas conglomeráticas (Carreras et al., 1979).

En el DOc, sus afloramientos se extienden por una amplia franja que limita el Macizo Hercínico entre Zamora, al norte, y Salamanca, al sur. Dentro de la Cuenca de Ciudad Rodrigo ocupa gran parte de su mitad suroccidental. En la zona noroeste aflora en la parte occidental de la Cuenca de El Bierzo.

En el DC, aflora dentro del sector norte a lo largo de una estrecha área discontinua pegada a la Cordillera Cantábrica en las provincias de León y Palencia. En el

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sector meridional ocupa una franja discontinua que se extiende aproximadamente entre los meridianos de Ávila y Segovia, además de aflorar ampliamente en la depresiones del Amblés y Campo de Azálvaro (Ávila-Segovia).

En el DOr se extiende a lo largo de una franja del sector suroriental, que se estrecha progresivamente desde Soria hasta el límite con Zaragoza, siguiendo la dirección noroeste-sureste. En el sector nororiental aparece en los sinclinales de Villarcayo y Valdivieso.

La asignación a esta unidad cartográfica de las diversas unidades arriba enumeradas, y su correlación aproximada entre sí, se basa principalmente en el hecho de quedar limitadas por dos discontinuidades que tienen una amplia extensión cuencal: a muro, aquella que las separa de las unidades finicretácico -paleocenas (?) (33 y 34) y, a techo, la discontinuidad que las separa de las unidades neógenas. Se correlacionaría con la mitad superior de la unidad detrítico-carbonatada (38) del sector central del DOr (área del Arlanza).

Los yacimientos de vertebrados, muy abundantes en el sector zamorano-salmantino y presentes también en el Paleógeno del sector suroriental del DOr (Cuenca de Almazán), indican una extensión cronoestratigráfica que abarcaría desde una edad próxima al límite Neustriense-Rhenaniense (límite Eoceno inferior-medio) a una edad Ageniense (límite Oligoceno-Mioceno), correspondientes respectivamente a las partes inferior y superior de la sucesión paleógena en buena parte de la Cuenca del Duero (véase la síntesis reciente y completa de la bioestratigrafía paleógena de la Cuenca del Duero en Jiménez, 1992a, así como en Jiménez, 1992b). En el resto de los dominios, salvo en la Depresión de Amblés (Ávila), donde existe una datación oligocena de la sucesión paleógena (Los Barros: Garzón y López, 1978), la asignación de las diferentes unidades paleógenas se basa en criterios de geología regional y de correlación (ver párrafo anterior).

Los ambientes sedimentarios representados en esta unidad 36 van, a grandes rasgos, desde los sistemas aluviales marginales (abanicos aluviales), pasando por sistemas fluviales trenzados (conglomeráticos y arenosos) hasta los sistemas meandriformes. A pesar de la variedad, cabe destacar la importancia que adquirieron los ambientes aluviales proximales (abanicos aluviales y ríos trenzados). Pueden presentar transiciones a sistemas lacustres, hecho bien patente en las sucesiones zamoranas, y, sobre todo, en la Cuenca de Almazán, al sur de Soria. Existe una amplia bibliografía sobre las características sedimentológicas de las sucesiones terrígenas paleógenas. Para el DOc destacan los trabajos de Corrochano (1977, 1980, 1982), Alonso Gavilán (1981, 1982, 1984, 1986), Alonso Gavilán et al. (1986, 1989b), Cordero et al. (1982), Jiménez et al. (1983), Dabrio et al. (1989), Santisteban et al. (1991). En el borde norte del DC aquellos de Colmenero et al. (1982b), García Ramos et al. (1982) y Corrochano (1989); en el borde meridional del DC, los de Fernández García et al. (1989) y Olmo Sanz y Martínez-Salanova (1989); en el DOr, el de Montes Santiago et al. (1989) para el sector nororiental (Villarcayo) y los de Guisado et al. (1988), Armenteros et al. (1989a), Dabrio et al. (1989) y Armenteros (1993) para el sector suroriental (Cuenca de Almazán). Una síntesis parcial de las características sedimentológicas de estas sucesiones detríticas paleógenas se halla en Corrochano y Armenteros (1989) y Armenteros y Corrochano (1994).

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37.- Serie carbonatada eo-oligocena: calizas, margas, lutitas y localmente yesos Esta unidad engloba un conjunto de formaciones de origen lacustre, que aparecen intercaladas en la unidad anterior (36), siendo, por tanto, de edad paleógena. Comparativamente a 36, presenta una menor extensión y distribución estratigráfica. Sus afloramientos más importantes se hallan en el área de Zamora, Sinclinal de Villarcayo y, sobre todo, en el sureste de la Cuenca de Almazán.

En el área zamorana se han descrito facies de margas arenosas laminadas con restos de peces (Facies de Valcabado, con 20 m de potencia visible) y calizas y margas con restos algales y de moluscos (Facies de Cubillos, de 20 m de potencia), (Corrochano, 1977). La sucesión lacustre en el área nororiental (Sinclinal de Villarcayo) está constituida por calizas, margas y lutitas verdes con gasterópodos, ostrácodos, caráceas y restos algales; su potencia varía de 90 a 200 m.

En la Cuenca de Almazán destaca la presencia de facies carbonatadas (calizas, margas y, en menor medida, dolomías) que alternan o se intercalan con facies de lutitas verdes, pardo-rojizas y violetas, yesos (éstos pueden ser intersticiales, generalmente pseudomorfizados a calcita o laminados de origen sedimentario) y, localmente, facies lignitíferas en asociación con margas y calizas fosilíferas oscuras. Entre los fósiles predominan gasterópodos, ostrácodos, caráceas y, en algunos casos, foraminíferos heredados del Cretácico. Dentro de las calizas predominan las facies micríticas palustres y, en menor cuantía, biomicritas, calizas algales e intraclásticas (Guisado et al., 1988; Armenteros et al., 1989a; Armenteros, 1994; y Armenteros y Bustillo, 1996). Estas litofacies constituyen diversas unidades (ver más adelante) cuyo espesor total puede superar los 300 m en Deza y Cihuela.

En el DOc (Zamora) fueron definidas las unidades Facies de Valcabado y Facies de Cubillos, representando ésta última el tránsito de la anterior hacia facies más distales que resultan expansivas hacia el techo de la sucesión (Corrochano, 1977, 1980). Dentro de este sector y a pesar de que no tienen un origen lacustre, se incluyen en la unidad 37, por razones cartográficas, las siguientes unidades terrígenas fluviales, que están formadas por facies limo-arcillosas y se hallan en cambio lateral de facies a las anteriores: Facies Torres del Carrizal y parte distal (norte) de las Facies de Entrala (ver unidad 36). Por encima de las unidades lacustres se disponen discordantes las unidades terrígenas del Tramo superior del Paleógeno zamorano (Corrochano, 1977). En la zona nororiental del DOr (Sinclinal de Villarcayo) aflora una unidad de calizas y margas blancas que aparece limitada a muro y techo por unidades terrígenas fluviales (Carreras et al., 1979).

Finalmente, en el DOr (sureste de la Cuenca de Almazán), se han definido varias unidades lacustres que, de muro a techo de la sucesión paleógena, son: Unidad Carbonática del Barranquillo, Unidad Carbonática de Mazaterón, Unidad Carbonática inferior de Deza (equivalente lateral de la anterior), Unidad Carbonática superior de Deza, Unidad Carbonática de Cihuela (equivalente aproximado de las tres unidades precedentes) y Unidad Carbonática de Cetina, ésta a techo de la sucesión paleógena (Guisado et al., 1988; Armenteros et al., 1989a; Armenteros 1993; Armenteros y Bustillo, 1996). Estas unidades lacustres se desarrollan preferentemente en la parte meridional del sector, que es donde se localizó durante el Paleógeno el principal depocentro lacustre, produciéndose un desplazamiento del mismo hacia el sur durante dicho periodo. Estas unidades

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lacustres se encuentran intercaladas en las sucesiones detríticas aluviales incluidas en la unidad 36, formando el techo de secuencias granodecrecientes.

En el DOc se sitúan en el entorno de Zamora, tanto al norte como al sur del Río Duero. En el DOr, área nororiental, aflora en el flanco suroccidental del Sinclinal de Villarcayo. Las unidades incluidas en el sector suroriental del último dominio se hallan en el área más suroriental de la Cuenca de Almazán, entre los ríos Henar y Nágima.

En la zona zamorana (DOc), las unidades lacustres integradas en 37 se hallan en La Unidad Media de Corrochano (1977) y son equivalentes a la Fm. Cabrerizos de Alonso Gavilán (1981), dentro de la primera secuencia datada como Paleógeno en el área zamorano-salmantina (Jiménez et al., 1983). En el DOr las unidades lacustres son de edad semejante (Carreras et al., 1979; Jiménez, 1992a) a las del borde occidental (Eoceno medio-superior), por lo que se pueden correlacionar con éstas y, a grandes rasgos, con las diversas sucesiones detríticas aluviales incluidas en la unidad 36.

La existencia de numerosos yacimientos fósiles de vertebrados (mamíferos y reptiles) dentro de la Facies de Valcabado (al norte de Zamora), y de las facies terrígenas finas de la Facies Entrala (al sur), ha proporcionado una edad Neustriense superior-Rhenaniense (Eoceno inferior-medio) para los depósitos lacustres del borde occidental (síntesis en Jiménez 1992b). En las unidades lacustres paleógenas del Dominio Oriental (Cuenca de Almazán) se han obtenido edades algo más modernas, que oscilan entre Rhenaniense superior -Headoniense inferior (Eoceno medio-superior), para las unidades carbonáticas de Mazaterón, Deza y Cihuela, y Rambliense inferior (antiguo Ageniense, en parte Mioceno inferior) para las calizas de Cetina (Armenteros et al., 1989a; Jiménez, 1992a).

Las facies lacustres del DOc (área de Zamora) corresponden a encharcamientos en la llanura aluvial (facies fluviolacustres de Valcabado) de la zona distal de sistemas fluviales, o bien representan un sistema lacustre carbonático de carácter somero (Facies de Cubillos), que constituye un nivel expansivo a techo de la primera secuencia paleógena (U. Media, Corrochano, 1977). En el borde oriental (Cuenca de Almazán) los sistemas lacustres son más variados. En las unidades de Mazaterón y Deza, predominan los ciclos carbonato-crecientes, que registran el paso de depósitos finos de llanura de inundación a facies carbonáticas de lagos someros, que desarrollan facies palustres y, a veces, de yeso intersticial (Guisado et al., 1988; Armenteros et al., 1989a; Corrochano y Armenteros, 1989; Armenteros, 1993). Para la U. de Cihuela, situada más al sur, se registran ciclos pantanoso-lacustres con eventual desarrollo de lignito en la base de la unidad; hacia el centro, predominan secuencias carbonato-crecientes de tipo palustre en las márgenes del sistema, y de carácter lacustre efímero con yesos hacia el centro de la cuenca (Armenteros et al., 1989a; Armenteros y Bustillo, 1996).

38.- Serie paleógena de Santo Domingo de Silos: calizas, lutitas, areniscas y conglomerados Es una unidad terrígeno-carbonatada característica del sector central (Río Arlanza-Pradales) del DOr y que puede ser atribuida al Paleógeno, s.l. Dado que los trabajos más detallados de la sucesión finicretácica y paleógena de esta región indican una sucesión continua desde el Maastrichtiense al Paleógeno, se ha

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procedido aquí, a pesar de que la cartografía existente no lo manifieste expresamente, a incluir los tramos inferiores (de edad Maastrichtiense) en la unidad 33, mientras que el resto se ha incluido en la presente sucesión terrígeno-carbonatada paleógena. Se advierte, pues, que el límite 33/38 es, dada la información disponible, por ahora aproximado.

Está constituida por una alternancia de tramos calizos y terrígenos (lutitas con intercalaciones de areniscas y conglomerados silíceos y/o carbonatados), presentando estos últimos tonos pardo-rojizos (Floquet et al., 1982; Pol y Carballeira, 1986). Su espesor aproximado es de 600 m, reduciéndose a unos 200 m en la orla que bordea el Cretácico al sur del anticlinal de Tejada.

La unidad aquí propuesta se corresponde aproximadamente con la parte intermedia y superior de la Fm. Calizas, arcillas y arenas rojas de Santibáñez del Val definida por Floquet et al. (1982), y con las unidades 3 a 7 definidas por Pol y Carballeira (1986). Al sureste del anticlinal de Tejada, se reconoce una sucesión de margas y areniscas verde-rojizas, calizas con Planorbis y, a techo, conglomerados (Quintero y Mansilla, 1981). El límite inferior de la unidad descansa, aparentemente, concordante sobre la unidad 33 (en esta área atribuida en la bibliografía al Garumniense). A techo se halla recubierta por sucesiones detríticas neógenas. En su parte superior presenta una discordancia interna, recubierta por los conglomerados carbonatados del techo de la unidad, que se formaron simultáneamente a la principal fase de deformación de la Cordillera Ibérica (Pol y Carballeira, 1986).

Se localizan en el sector central del DOr, formando parte de los sinclinales de Covarrubias-Retuerta y de Santo Domingo de Silos, así como del flanco sur del Anticlinal de Tejada (prominencia cretácica de la Cordillera Ibérica hacia la Cuenca del Duero, al sur del río Arlanza).

La carencia de dataciones fiables y la información disponible del conjunto de unidades que forman la sucesión de 38, no permiten establecer relaciones seguras con otros dominios del Terciario. Basándose en los datos de Pol y Carballeira (1986) pudiera correlacionarse, en su parte media y superior, con las unidades terrígenas y carbonatadas eoceno-oligocenas incluidas en 36 y 37.

Los primeros estudios de la sucesión le atribuyen una edad paleoceno-eocena (San Miguel de La Cámara, 1954: sus tramos 4 a 9). Los más recientes indican una edad Paleoceno-Oligoceno (Pol y Carballeira, 1986: sus unidades 3 a 9).

El análisis sedimentológico de la sucesión indica un origen fluvio-lacustre/palustre. En conjunto, se aprecia una megasecuencia negativa en la que se registra una alternancia de episodios aluviales de carácter fluvial (sistemas de ríos trenzados) y lacustres carbonatados someros; esta tendencia granocreciente es una consecuencia de las pulsaciones tectónicas de la Cordillera Ibérica, previas a la gran fase intraoligocena, que se registra en la parte superior de la sucesión (Pol y Carballeira, 1986).

39.- Series Rojas: lutitas, arenas lutíticas y conglomerados silíceos rojos Forman la sucesión detrítica neógena, que se dispone discordante sobre las unidades paleógenas en zonas marginales de la Cuenca del Duero; están bien representadas al oeste (DOc) y se extienden hacia el este (zona centro del DC), apareciendo de forma más puntual en todas las zonas del Dominio Oriental. El

Terciario 81

conjunto de sucesiones reunidas en esta unidad se denominan Series Rojas (término originalmente aplicado en el borde oeste de la Cuenca del Duero) debido al color rojo que presentan. Esta pigmentación es heredada de la alteración del área fuente y, en menor medida, se debe a las cementaciones ferruginosas, principalmente en las zonas marginales. En las zonas distales se aprecian encostramientos carbonatados, tanto edáficos como freáticos (Martín Serrano, 1988a).

En el DOc están constituidas por depósitos detríticos heterométricos (lutitas, arenas y conglomerados) con ferruginizaciones (goethita), que le confieren el típico color rojo, y, en zonas distales, calcretas. Al norte de Zamora presenta un conglomerado basal de cantos y bloques (centil: 0,5 m), al que sigue una sucesión de ritmos areno-arcillosos dispuestos en megasecuencia granodecreciente; su potencia aumenta hacia el este, alcanzando los 50 m junto al río Valderaduey. El cortejo arcilloso está constituido principalmente por illita y esmectita, con cantidades menores de caolinita y clorita (Martín Serrano, 1988a). En el borde sur de la cuenca de Ciudad Rodrigo, la sucesión de arenas lutíticas rojas con niveles conglomeráticos de cuarzo o cuarcita no ha sido cubierta por depósitos posteriores y ha estado sometida a procesos de alteración finineógenos, hecho que se traduce en la formación de importantes cambios texturales y mineralógicos (Blanco et al., 1989). La potencia máxima en esta área se aproxima a los 80 m, aunque varía de unos puntos a otros.

En los alrededores de Salamanca, se distinguen dos Unidades separadas por una superficie erosiva: la Unidad Roja inferior, con arenas conglomeráticas de naturaleza arcósica o subarcósica, algo micácea, con cantos de esquistos y pizarras; y la Unidad Roja superior de arcillas y conglomerados con escasos feldespatos y micas (Santisteban et al., 1991). Al norte de Salamanca (en los alrededores de Fuentesaúco) aflora una sucesión de materiales heterométricos de hasta 80 m de potencia, con abundancia de cantos silíceos y matriz arcillosa rojiza, que intercalan rellenos canalizados arenosos de color claro y cementación arcillosa, así como lentejones de conglomerados con estratificación cruzada (Jiménez Fuentes y García Marcos, 1980).

Desde todas las áreas del DOc hacia el este (DC), esta sucesión detrítica roja disminuye de potencia, dificultando su diferenciación con respecto a las Series Ocres (Jiménez Fuentes y García Marcos, 1980).

En el centro de la Cuenca y al sur del río Duero (DC) las Series Rojas están representadas por arenas arcósicas rojas con moteado verde-rojizo, pudiendo presentar niveles de cantos, superficies canaliformes y costras carbonatadas. Presentan un alto grado de compactación en relación con la unidad suprayacente y su potencia máxima observada es de 30 m (Corrales et al., 1978). Al norte de dicho río, son limolitas arcillosas rojizas y gris-verdosas con niveles lenticulares intercalados de arcosas, que se disponen en secuencias granodecrecientes y que pueden terminar en calizas (Del Olmo y Portero, 1982a).

En el DOr y al noreste, se han descrito depósitos de hasta 175 m de potencia compuestos fundamentalmente por conglomerados calcáreos (clastos de calizas y dolomías) y, en raras ocasiones, silíceos, con matriz areno-arcillosa roja y cemento carbonatado junto al borde Cantábrico (Portero et al., 1978). Al norte de la Sierra de La Demanda (DOr, al NE) los conglomerados son fundamentalmente silíceos (clastos de cuarcita y pizarra y, en menor proporción, carbonatados), aunque localmente pueden dominar los calcáreos; en general son cantos subangulosos de hasta 50 cm de diámetro (Olivé et al., 1990). Al norte del río Arlanza y en los

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alrededores de Villahoz en la provincia de Burgos (zona central de este mismo Dominio), esta unidad detrítica está compuesta por arcillas, limos y areniscas rojas, que pasan lateralmente hacia el oeste a margas y calizas de la unidad 40 (Nuñez et al., 1975). La potencia máxima medida es de 40 m.

Por último, en La Cuenca de Almazán (sureste del DOr), esta unidad aparece en el valle del Jalón y son secuencias de conglomerados con matriz arenosa y arcillas, pudiendo aparecer carbonatos a techo, que hacia Arcos de Jalón se van haciendo dominantes (Lendínez y Martín, 1991; Lendínez, 1991).

En cuanto a sus límites y a las relaciones con otras unidades, lateralmente y hacia el centro pasan a depósitos lacustres margo-calcáreos y se apoyan discordantemente sobre el zócalo o sobre las unidades paleógenas infrayacentes, aunque en zonas distales esta discordancia se difumina (Martín Serrano, 1988a). El límite superior no siempre está claro, debido a la alteración y a la similitud con los depósitos suprayacentes, si bien se ha observado una superficie de erosión al sur del Duero (Corrales et al., 1978).

En ocasiones las Series Rojas han sido asignadas al Paleógeno e incluso a rañas y terrazas, debido a su posición geomorfológica. En la actualidad su posición estratigráfica no plantea discusión (Martín Serrano, 1988a). De acuerdo con las denominaciones dadas en algunos de los trabajos antes mencionados se incluyen aquí diferentes conjuntos litológicos: Facies Rojas de Castillejo, Conglomerados de la Armuña, Facies de Mirazamora, Facies de Aspariegos, Conglomerado de Belver, Conglomerados Rojos de Toro, Serie de Valdefinjas, Serie Roja de el Cubito, Conglomerado Rojo de Cabezuela, Facies Villalba de Adaja, Conglomerados de San Miguel y Facies Bureba (sus conglomerados marginales).

En el DOc aparecen al sur de la cuenca de Ciudad Rodrigo, en los alrededores de Salamanca y en Zamora, siguiendo la margen septentrional del río Duero hasta el centro de la cuenca. En el DC se pierden al noreste de Valladolid, ya que, mediante un cambio oblicuo de facies, se disponen bajo las margas lacustres del Mioceno inferior. Al sur del Duero aparecen en las zonas bajas de los valles del Eresma y el Adaja. En el DOr, al noreste, afloran en el corredor de La Bureba adosadas a los bordes montañosos; en el centro se disponen siguiendo el río Arlanza, en las proximidades de Villahoz; y al sureste de la Cuenca de Almazán, afloran a lo largo del valle del Jalón.

A partir de su posición estratigráfica a techo de las sucesiones paleógenas, y del hallazgo de dientes de mastodontes en el yacimiento de El Guijo, en las proximidades de Salamanca, se atribuye al Mioceno inferior (Mazo y Jiménez, 1982), lo que es aceptado por la mayoría de los autores.

El conjunto de series rojas representa una sedimentación dentro del marco de abanicos aluviales, en las zonas marginales donde alternan facies lutíticas de llanura aluvial y conglomerático-arenosas de relleno de canal. Hacia el centro de la cuenca pasan a medios fluviales jerarquizados (Portero et al., 1982a), que desarrollan encharcamientos en la llanura lutítica (Lendínez y Martín, 1991).

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40.- Facies Dueñas: margas y arcillas con niveles carbonatados y yesíferos, localmente glauberita Constituye, junto con la unidad 39, el conjunto basal Neógeno de la Cuenca del Duero. La facies característica toma el nombre de la localidad donde ha sido definida en el centro de la Cuenca (Del Olmo y Portero 1982b).

En la zona norte (DC) está constituida por arcillas margosas con gasterópodos e intercalaciones de tramos carbonatados con ostrácodos, culm inando con un tramo de calizas micríticas con gasterópodos. En conjunto, su espesor es de unos 40 m (Pineda, in litt.). En el centro de este mismo dominio predominan las margas verdes, a veces pardo-rojizas, entre las que se intercalan dolomías blancas, con un espesor máximo visible de 35 m (Armenteros, 1991). Hacia el oeste, no pasan del meridiano de Valladolid y contiene margas y arcillas limosas, que en la base intercalan arenas calcáreas. En la localidad de Dueñas, más al noreste, incluye yeso intersticial (Del Olmo y Portero, 1982b). Al este de Palencia, está formada por 40 m de margas blancas con yeso maclado, que alternan con niveles calizos, dominantes hacia el techo (Nuñez et al., 1975).

En La Bureba (DOr), área más occidental de la Cuenca del Ebro, esta unidad está formada fundamentalmente por limos y arcillas rojas con canales arenoso-conglomeráticos, areniscas calcáreas y margas grises con niveles de caliches; también se encuentran niveles evaporíticos de yeso y glauberita. Todas estas facies pasan hacia el interior de la Cuenca del Ebro a margas grises y blancas con intercalaciones calcáreas, que constituyen la Facies Gris-blanca, cuyo techo en ocasiones es coronado por una serie calizo-margosa. El conjunto puede llegar a alcanzar hasta los 250 m de espesor (Pineda, 1996).

En la franja más septentrional del DOr (Villarcayo-Miranda-Treviño) está constituida básicamente por margas que presentan, según las zonas, intercalaciones rojizas de arcillas y rellenos canalizados de areniscas, areniscas conglomeráticas y conglomerados (Carreras et al., 1979; Martín-Alafont et al., 1978; Olivé et al., 1979; Martín-Alafont et al., 1979).

El límite inferior no se observa y existe cierta discusión sobre sus relaciones laterales con otras unidades de la Cuenca. Algunos autores proponen un cambio lateral con Tierra de Campos (Mediavilla y Dabrio, 1988); para otros, en cambio, existe una discontinuidad entre una y otra facies (Corrochano y Armenteros, 1989). A techo, se observan encostramientos calcáreos y karstificaciones, que son fosilizadas por depósitos arcillosos de la unidad suprayacente (Pineda, 1996). Tanto hacia el sur como al este, cambian lateralmente a facies siliciclásticas de arcillas y lutitas rojas con intercalaciones de cuerpos arenosos, margas y calizas (Mediavilla y Dabrio, 1988), correspondientes a la unidad 39 descrita anteriormente.

Dentro de esta unidad se incluyen la Facies Dueñas y la Facies Villatoro en la zona de Palencia y Burgos en el DC; en el área de La Bureba (DOr), las Facies Bureba (sus zonas más distales), Briviesca, Carcedo, Cameño, Grisaleña, Altable, Haro, Gris-blanca y Cerezo.

Esta unidad margosa aflora en las zonas más bajas del centro de la Cuenca en torno a los valles de los ríos Carrión, Pisuerga, Arlanzón, Arlanza, Esgueva y Duero, sin llegar a observarse la base en ningún punto. En el valle del Arlanzón desaparece, antes de llegar a Burgos, bajo la unidad Tierra de Campos, reapareciendo al norte y NE de Burgos; más al noreste se extiende en la Cuenca de Villarcayo y en el área de La Bureba.

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El techo de la Unidad, de acuerdo con los datos paleontológicos existentes para el centro de la cuenca, se atribuye al Aragoniense (Mioceno medio) (López Martínez y Borja Sanchís, 1982). En el noreste hay pocas dataciones, habiendo sido asignada la unidad tradicionalmente al Vallesiense, si bien recientemente se ha atribuido al Mioceno inferior, junto con la Facies Villatoro, Facies Cerezo y Facies Gris -blanca, a las que pasa lateralmente (Pineda, 1996).

Los ambientes sedimentarios de la unidad, en su principal zona de extensión paleogeográfica (eje Valladolid - Burgos) están representados por llanuras lutítico-carbonatadas (en ocasiones, salinas) que rodean zonas lacustres carbonatadas someras (en ocasiones, lagos efímeros en régimen de playa-lake). La zona más evaporítica se sitúa en torno a Burgos, llegando a presentar facies más evaporíticas con glauberita en el área más oriental de La Bureba. En el extremo suroriental de la Cuenca de Almazán se desarrollan facies palustres carbonáticas con yesos intersticiales en algunos niveles. La unidad representa las facies distales lacustres de un sistema sedimentario representado en las márgenes de la Cuenca por facies aluviales (unidad 39, Series Rojas).

41.- Serie conglomerática poligénica miocena: conglomerados poligénicos, arenas, lutitas y arcillas Esta unidad está representada en todos los márgenes de la Cuenca y corresponde a las facies marginales de los tramos detríticos, margosos y calizos del centro de Cuenca, durante buena parte del Aragoniense y el Vallesiense. En ocasiones, y según los datos cartográficos disponibles, esta serie no aparece individualizada de las que se sitúan por encima o por debajo. Esto sucede en el DOc (Cuenca de El Bierzo), donde los conglomerados poligénicos del Mioceno medio no están separados de la facies marginal del Turoliense, con lo que quedan agrupados todos juntos dentro de esta unidad. Por idéntica razón, en el DOr (centro), se agrupan con los conglomerados marginales superiores. Al sureste de este dominio, ocur re lo mismo con respecto a las facies marginales del Mioceno inferior, quedando ambas englobadas dentro de esta unidad.

La composición litológica es un reflejo de la naturaleza del área madre. En el DOc tienen la marca de las áreas fuentes del Macizo Hespérico y está formada por conglomerados (de cuarzo, lidita, pizarra y esquisto), arenas, arcillas y limos en proporciones variables, según el área de procedencia y la proximidad al borde. La característica más llamativa es el color ocre, que da homogeneidad a la serie (Santisteban et al., 1991). Adosados al Macizo Hespérico, al noroeste de Zamora, están formados por cuerpos canalizados de conglomerados (de cuarcita, cuarzo y, en menor medida, pizarra), que alternan con capas de arenas, limos y arcillas de color ocre-amarillento. Existen carbonataciones dispersas y localmente aparecen nódulos limoníticos (Martín Serrano, 1988a).

En la Cuenca de El Bierzo, al norte de este Dominio, abundan las facies de conglomerados de cantos metamórficos con escasa matriz en las zonas proximales, alternando con areniscas y lutitas hacia las zonas distales; en el área de Noceda, son arenas que proceden del Estefaniense. Al este, y dentro de la Cuenca del Duero, los materiales están formados por conglomerados (de cuarcita y pizarra), arenas y arcillas, procedentes de la erosión de los relieves paleozoicos de la ZAOL y de la ZC; constituyen diferentes sistemas aluviales interdigitados

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(Corrochano y Carballeira, 1983b). Su espesor puede alcanzar 150 m (Suárez et al., 1994).

En el DC, al norte de la Cuenca, predominan arenas y limos ocre-amarillentos entre los que se intercalan conglomerados poligénicos y, localmente, costras carbonatadas. Los clastos son de cuarcita, arenisca, caliza, conglomerado, limolita y lidita, que proceden de los materiales cretácicos y paleozoicos de la Cordillera Cantábrica, frecuentemente cementados por carbonato. Gradualmente pasan hacia techo a arenas y limos con nódulos de carbonato (Herrero et al., 1995). En general, son depósitos potentes que pueden alcanzar centenares de metros en zonas próximas a los bordes y se van adelgazando hacia zonas distales (Colmenero et al., 1982a). En el borde Vasco-Cantábrico los clastos son mayoritariamente calcáreos, procedentes del Cretácico carbonatado (Sánchez de La Torre, 1982a). Al sur del dominio, las facies son arcósicas de color claro y engloban cantos bastante alterados, angulosos o subangulosos (de hasta 1 m de diámetro) derivados de rocas plutónicas y metamórf icas del Sistema Central. Algunos cantos presentan una alteración roja por óxidos de hierro (Fernández et al., 1982, Hernández et al., 1982, Bellido et al., 1990, Del Olmo Sanz et al., 1991).

Al noreste, dentro del DOr, la serie está formada por conglomerados calcáreos heterométricos con matriz arcillosa de tonos rojizos (Martín Alafont et al., 1979). Adosados al borde norte de la Sierra de La Demanda, los conglomerados contienen cantos y bloques de cuarcita y esquisto, en una matriz limo-arenosa y arcillosa poco cementada, de colores pardos y cremas, que proceden de las rocas paleozoicas de esta Sierra (Olivé et al., 1990; Olivé y Ramírez, 1990).

Al norte de la sierra de Honrubia-Pradales (zona central del DOr), la sucesión está compuesta por facies conglomeráticas, donde los cantos se dispersan en una matriz lutítico-arenosa. Predominan los clastos carbonatados (calizas y/o dolomías), aunque en algunas áreas abundan los clastos de cuarzo, cuarcita, esquisto y gneis. Dependiendo de su posición proximal o distal dominan, respectivamente, los cuerpos conglomerático-arenosos o las secuencias monótonas de limos y arcillas con algún lentejón disperso de conglomerados. Tienen color rojo no muy intenso debido a procesos de carbonatación posteriores (Armenteros, 1986). Al sur, entre los relieves de la Sierra de Honrubia y Somosierra, predominan las facies lutíticas con lentejones arenosos dispersos, que son ricos en arcillas magnesianas (paligorskita y esmectita trioctaédrica), a las que se asocian encostramientos carbonatados y silicificaciones que marcan un confinamiento de la cuenca (Fernández Macarro et al., 1988; Suárez et al., 1989; Armenteros et al., 1995).

Por último, en el borde meridional de la Cuenca de Almazán (SE del DOr), la serie está formada por una alternancia variable de areniscas y conglomerados de cantos calcáreos y, en menor medida, silíceos, con matriz arenoso-arcillosa roja. A techo de la unidad se desarrollan caliches. Puede presentar niveles calizos de poco espesor (Lendínez, 1991; Lendínez y Valverde, 1991; Lendínez y Muñoz, 1991).

La unidad está integrada por diversos conjuntos sedimentarios formados por abanicos aluviales, que reciben distintos nombres locales. En el DOc: las Series Ocres, los abanicos aluviales de Villagatón, de Vanidades, Combarros -Brazuelo, Castrillo de los Polvazares y Val de San Lorenzo y el sistema de la Valduerna; en las Médulas, la Fm. Santalla. En el norte del DC, los sistemas aluviales de Veguellina de Cepeda, Ferreras-Forcadas, Carrizo-Benavides, Candanedo, Modino, Quintana la Peña, Puente Almuhey, Cuevas, Aviñante y la Facies Vega Riacos-Alar

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del Rey; al sur (DC) las Unidades de Peñalba, de Villaflor y de Calzadilla. Al noreste, en el DOr, se incluyen los Conglomerados de Ojacastro, Poza de la Sal, San Pedro de la Hoz y de Santurdejo; al este, la Facies Covarrubias.

La sucesión sedimentaria de esta unidad representa una amplia extensión temporal, siendo un equivalente marginal, no sólo de la Facies de Tierra de Campos (42), sino también de la Facies de las Cuestas (43) y las series de los Páramos (44 y 46). Dentro de la cuenca, se dispone en aparente discontinuidad sobre la Serie Roja del Mioceno inferior y en los bordes aparece recubierta discordantemente por conglomerados silíceos más modernos (unidad 45) (Manjón et al., 1982b). Los límites están bien definidos aunque, en ocasiones, no se observa claramente su límite superior debido a su similitud con las primeras terrazas y rañas (Martín Serrano, 1989).

Portero et al. (1982a) le asignan una edad que abarca desde el Mioceno medio hasta todo el Vallesiense.

El medio sedimentario corresponde a abanicos aluviales, cuya extensión, composición y secuencia de facies están regidos por la diversa actividad tectónica de los bordes, la variada litología y las fluctuaciones climáticas. En las partes distales de los abanicos aluviales más importantes, se desarrollan redes fluviales trenzadas, que alimentan las zonas centrales de la Cuenca del Duero (Manjón et al., 1982a, Corrales et al., 1986, Martín Serrano, 1988, Pineda 1996, Armenteros et al., 1982, Armenteros 1986).

42.- Facies Tierra de Campos: arenas y lutitas con intercalaciones de calcretas y paleosuelos Es una unidad siliciclástica que ocupa una gran superficie del centro de la Cuenca y que, por correlación con otras unidades locales, se ha extendido al resto de los dominios. Presenta colores ocres y rojizos y, hacia los bordes, pasa de forma gradual a las facies marginales ocres agrupadas en la unidad anterior. Se incluyen en esta unidad los depósitos lutítico-arenosos tradicionalmente denominados de Tierra de Campos y sus equivalentes.

En el DOc son arenas masivas bioturbadas y edafizadas con fragmentos líticos, que intercalan rellenos canalizados conglomeráticos y arenosos de 1 a 4 m de espesor. Los datos de sondeos indican un espesor próximo a los 200 m (Martín Serrano 1988a).

Al norte de la Cuenca (DC), está constituida por lutitas rojas con intercalaciones de paleocanales areniscoso-conglomeráticos (Facies Grijalba-Villadiego; Pineda, 1996). Sobre esta sucesión se dispone una serie caracterizada por lutitas ocres, con niveles de paleosuelos calcimorfos y calizas palustres, con algún relleno canalizado de litarenitas (Facies de La Serna, con una potencia máxima de 130 m; Portero et al., 1982a; Portero et al., 1983). Hacia el centro de la Cuenca el conjunto de ambas sucesiones no supera unas pocas decenas de metros. En el entorno de Valladolid, aparece intercalada entre los depósitos margosos infra y suprayacentes de las unidades 40 y 43, respectivamente (Del Olmo y Portero, 1982a). Al sur (DC), son arcosas heterómetricas, con componentes plutónicos y metamórficos del Sistema Central. Presentan niveles canalizados cementados por carbonato, dando secuencias granodecrecientes que, a techo, contienen niveles edafizados calizos;

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se ha denominado Facies Puente Runel y su espesor es de unos 25 m (Corrales et al., 1978).

En el DOr, está formada por lutitas con intercalaciones lenticulares de arenas y gravas con estratificación cruzada, incluyendo niveles calcáreos hacia el techo y en las zonas de tránsito a facies aluviales marginales. Su potencia alcanza los 100 m (Armenteros, 1986; Armenteros et al., 1986).

Donde se observa la base, se apoya discordantemente sobre las Series Rojas y sus equivalentes laterales lacustres (Facies Dueñas) del Mioceno inferior. A techo, pasa a Facies Cuestas, bien mediante un cambio oblicuo de facies, o bien, mediante un contacto neto con las margas suprayacentes. Lateralmente, hacia los bordes, pasa a conglomerados poligénicos de las zonas proximales (Portero et al., 1983). En el DOr, centro, pasa hacia el techo a las Calizas inferiores del Páramo y no a través de los depósitos margo-yesíferos de las Cuestas, como es habitual en otras zonas (Armenteros, 1986).

Aflora de forma extensa en todos los dominios, generalmente en las zonas llanas constituyendo la base de las Cuestas. Aparece tanto al norte como al sur del río Duero en la zona central de la Cuenca, en la Depresión de Peñaranda-Alba, en el Sinclinal de Villarcayo y en la Cuenca de Almazán.

En el DOc, se incluyen dentro de esta unidad las arenas de Noceda, en El Bierzo, y las Facies Villafáfila y Villalpando, al N de Zamora; en la fosa de Peñaranda-Alba de Tormes (al SO del DOc), engloba las Facies de Cilleruelo, Carrascal, Garcihernández, Arauzo, Amatos, San Mamés, Navales y Gajates. En el DC, al norte, las de Grijalba-Villadiego, la Serna, Santa Mª del Campo y Tierra de Campos; al sur, las Facies Puente Runel, Arévalo, Rueda, Madrigal y S. Pedro del Arroyo. En el DOr, se han incorporado la Facies Pedraja, en el Corredor de La Bureba, y las Litofacies Detrítica de Aranda de Duero, Detrítico-Caliza de Milagros y la Calizas de Montejo de la Vega, al sureste; las dos últimas presentan una asociación de facies fluvio-lacustres.

La edad varía desde el Aragoniense (Mioceno medio) en su base (López Martínez et al., 1986) a Vallesiense inferior (Mioceno superior) en facies marginales como la Facies de la Serna (Pineda, 1996), hecho que se explica por un cambio oblicuo de facies desde el centro de la cuenca hacia el borde, debido a la progresiva expansión de las facies distales en este sentido. En la Cuenca de Almazán y justo por debajo de las Calizas inferiores del Páramo, su edad es Aragoniense superior (Mazo y Jordá, 1994).

La unidad muestra facies de abanicos aluviales en áreas marginales (Facies Grijalba Villadiego y de la Serna), pasando distalmente a facies de canales anastomosados y meandriformes efímeros, que desarrollan numerosos episodios de edafización y eventuales encharcamientos sobre amplias llanuras de inundación (Portero et al., 1982a).

43.- Facies de las Cuestas: margas, calizas, dolomías, arcillas y yesos En esta unidad se incluye la sucesión de materiales blandos margoso-yesíferos, situados entre los materiales detríticos (Facies Tierra de Campos) de las zonas planas y los calizos que sustentan los Páramos. En general, los afloramientos están bien conservados cuando se encuentran protegidos por las calizas de los Páramos, presentando, en el otro caso, un amplio desarrollo de cárcavas. La

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litología dominante está constituida por margas y arcillas con yesos, calizas margosas y niveles calcáreos (Portero et al., 1983; Armenteros, 1986; Mediavilla y Dabrio 1986).

En el amplio sector central de la Cuenca (aflorando en una estrecha franja al este del DOc, al norte del río Duero, y de forma extensa en la zona centro del DC) la unidad presenta un espesor de más de 70 m, y está compuesta por margas calizo-dolomíticas blancas y verdes con intercalaciones de arcillas y yesos intersticiales. Las facies yesíferas, dolomíticas y las arcillas magnesianas asociadas apenas sobrepasan hacia el O el meridiano de Valladolid. En la base hay niveles de margas y lutitas de colores oscuros y abundantes fósiles, que se pierden al oeste (Portero et al., 1982a, 1983; Carballeira y Pol, 1986; Mediavilla y Dabrio, 1986; Armenteros et al., 1989b; Armenteros, 1991). A lo largo de toda la unidad, se observan numerosos rasgos de exposición. En el área de Portillo (Valladolid), está formada por arcillas y limos dolomíticos blanco grisáceos, con intercalaciones de caliza más abundantes a techo (Corrales et al., 1978; Armenteros, 1991).

En la Cuenca de Almazán (DOr) son arcillas y areniscas de tonos rojos y grises con abundante yeso intersticial, margocalizas y calizas blanco-grisáceas en alternancia con arcillas y limos calcáreos. El conjunto llega a alcanzar los 150 m de potencia (Lendínez, 1991).

En la zona central de la Cuenca está separada de la unidad detrítica subyacente (Facies Tierra de Campos y equivalentes) por niveles oscuros carbonosos (Facies Zaratán), que representan el tránsito entre ambas y se han interpretado como depósitos de ciénaga o palustres (Sánchez de la Torre, 1982b; Rivas Carballo et. al., 1992). El tramo superior es un paso gradual a las Calizas inferiores del Páramo, que se evidencia por un aumento de los términos carbonatados, como se observa en todo el sector central de la Cuenca. Hacia los bordes, sin embargo, el límite es un cambio oblicuo de facies (Sánchez de La Torre et al., 1982; Portero et al., 1983; Armenteros et al., 1989b; Armenteros, 1991).

Se incluyen dentro de esta unidad, entre otras, las Facies Cuestas, Zaratán, Coca y Portillo en la zona central de la Cuenca, y las Fms. Lutítico-Carbonatada de Cuevas de Provanco (en parte) y Carbonatado-Yesífera de Peñafiel (parte inferior), al SE del DOr.

Aparecen mayoritariamente en el centro-este de la cuenca y sus afloramientos más orientales no sobrepasan el meridiano de Roa, exceptuando una pequeña mancha en el centro meridional de la Cuenca de Almazán. Constituyen las cuestas entre las zonas llanas de la Tierra de Campos (y equivalentes) y los Páramos.

Los datos paleontológicos son bastante abundantes en algunos niveles, encontrándose principalmente ostrácodos, gasterópodos, caráceas y restos vegetales (Carballeira y Pol, 1986; Civis et al., 1989; Armenteros, 1991). Su edad se sitúa entre el Mioceno medio y superior, concretamente va desde finales del Astaraciense (Aragoniense superior) al Vallesiense inferior (López et al., 1986).

Esta unidad representa una sedimentación fluvio-lacustre con asociaciones deltaicas en su margen occidental. En toda la orla oriental, domina una sedimentación en llanuras aluviales distales y lagos someros carbonatados con márgenes fluctuantes. En la zona central se registra una sedimentación en llanuras lutítico-margosas con encharcamientos evaporíticos (Corrochano y Armenteros, 1989); éstos forman lagunas y playas salinas efímeras, poco profundas, con el nivel freático muy próximo a la superficie en épocas secas, lo que favorece la

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formación de encostramientos evaporíticos (Armenteros, 1991). Los sistemas lacustres pueden recibir aportes terrígenos en algunos momentos y, en consecuencia, la precipitación de yesos se hace en las zonas más alejadas de esta influencia (Mediavilla, 1987).

44.- Calizas inferiores del Páramo: calizas, dolomías y margas con niveles de arcillas magnesianas Son los niveles carbonatados que forman las plataformas calcáreas de los páramos del centro y las más bajas del este de la cuenca. Forman una sucesión carbonatada que puede incluir delgados niveles margoso arcillosos muy ricos en fósiles (gasterópodos, ostrácodos, girogonitos de caráceas (Sánchez de La Torre et al., 1982).

Esta unidad aparece en el DOc aunque con poca representación y adquiere su mayor importancia en el centro de la cuenca (DC) con espesores de hasta 10 m de potencia (Portero et al., 1983). Está compuesta por calizas (dolomías) compactas, con microfacies de micritas fosilíferas y grumosas, biomicritas, intramicritas y biomicritas, afectadas por brechificación y nodulización (Armenteros, 1991). Las calizas se presentan en bancos de 20 a 45 cm con desarrollo de porosidad móldica, pseudomicrokarst (debido en parte a raíces) y karstificación. Las microca-vernas suelen estar rellenas de arcillas asociadas al proceso de disolución kárstico (Mediavilla y Dabrio, 1989).

En el DOr, parte central, la unidad está formada por calizas palustres y caliches (áreas marginales) con fósiles dulceacuícolas.

El límite inferior es gradual con la Facies Cuestas, y en zonas marginales, se aprecia un cambio oblicuo de facies entre ambas. Su desarrollo completo sólo es observado cuando se encuentra fosilizada por la unidad suprayacente siliciclástico -carbonatada (zona oriental); en este caso, el techo de la unidad está marcado por rasgos asociados a una discontinuidad intravallesiense (Corrochano y Armenteros, 1989).

En la zona suroriental se incluyen en esta unidad las Calizas inferiores del Páramo, la Fm. Calizas de Hontangas, el techo de la Fm. Carbonatado-Yesífera de Peñafiel y la Litofacies de Maderuelo (Armenteros, 1986).

La edad de esta unidad se asigna al Vallesiense de acuerdo con los datos de macro y microinvertebrados encontrados a techo de la unidad subyacente (López et al., 1986), y en la parte inferior de la suprayacente detrítico-carbonatada (Alberdi et al., 1981). Por el momento, existe cierta confusión en lo que respecta a la datación del techo de la unidad, y no hay, con los datos disponibles actualmente, concordancia entre la datación de los yacimientos de Torremormojón 1 (al N de Valladolid) y de Los Valles de Fuentidueña (al S de Aranda de Duero) y su respectiva situación estratigráfica. A pesar de que ambos yacimientos indican una edad Vallesiense superior, en esta memoria se ha considerado que el primer yacimiento se sitúa en esta unidad, mientras que el segundo, tal como indica Armenteros (1986), se localiza en la unidad 46.

La unidad aflora principalmente en el centro de la cuenca dando lugar a una gran mesa de dirección SO-NE, que va desde el oeste de Valladolid hasta el borde de la Región Vasco Cantábrica, al NE de Burgos. También aparece al este, entre los ríos

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Pisuerga y Duero (observándose tanto al norte como al sur de este río) y prolongándose hasta el interior de la Cuenca de Almazán.

Las facies carbonatadas de esta unidad representan, en general, una sedimentación en lagos carbonatados someros de baja energía y márgenes fluctuantes, que dan lugar a una variada gama de texturas de emersión de carácter palustre (Sánchez de La Torre et al., 1982, García del Cura y Ordoñez 1982, Armenteros, 1986). Armenteros (1991) asigna esta unidad a ambientes lacustres, que dominan amplios sectores del centro de la Cuenca, pasando, hacia el sureste, a medios de llanuras lutíticas con encostramientos carbonatados.

45.- Serie conglomerática silícea finimiocena: conglomerados, arenas silíceas y lutitas En esta unidad se incluyen los depósitos terminales terciarios de las zonas marginales de la Cuenca, correspondientes a sistemas de abanicos aluviales, que indican una reactivación de los bordes y el inicio de la ú ltima fase del relleno terciario (Suárez et al., 1994). La composición de los conglomerados, arenas y arcillas depende de la del área fuente, cuarcítica al oeste y al norte y arcósica al sur.

En el DOc (Cuenca de El Bierzo) está formada por conglomerados heterométricos con intercalaciones de areniscas limosas y, en ocasiones, arcillas con colores naranjas y rojos derivados de la presencia de oxihidróxidos de hierro. La sucesión procede del desmantelamiento de las rocas metamórf icas de la ZAOL (Suárez et al., 1994).

En el borde norte (DC) son principalmente silíceos, con clastos de areniscas y cuarcíticos procedentes del Paleozoico. En zonas alejadas de los bordes, los lentejones de conglomerados pasan a alternar con arenas y limos (Manjón et al., 1982b). Internamente no presentan ordenación y tampoco cementación, aunque localmente contienen óxidos de hierro y de manganeso rodeando los clastos o de forma dispersa. El conjunto está formado por secuencias granodecrecientes con arenas de tamaño grueso a medio en una matriz limosa (Herrero et al., 1995). El espesor varía desde los 50 m del abanico silíceo de Aviñante hasta los 250 m del abanico de Barrillos (Manjón et al., 1982b).

Al sur (DC), está representada por las facies que bordean el Macizo de Ojos Albos en la hoja de El Espinar, compuestas por clastos angulosos de cuarcita y esquistos de distintos tamaños en una matriz areno-limosa de color ocre amarillento (Bellido et al., 1990).

En la Cuenca de Almazán-Soria (DOr) la unidad alcanza una potencia de 60 m y está compuesta por conglomerados mixtos con arcillas rojas y arenas silíceas, que intercalan niveles de caliche con marcas de bioturbación y de raíces (Ruiz Fernández de la Lopa, 1991). En esta zona los conglomerados pasan lateralmente a la parte inferior de la Serie de las Calizas superiores del Páramo, apareciendo de nuevo más al este, donde está constituida por conglomerados poligénicos y cuarcíticos con matriz arenosa y arcillas marrones con nódulos de carbonatos (Lendínez González, 1991).

Terciario 91

Se dispone discordante sobre las unidades marginales detríticas del Mioceno medio-superior. Esta discontinuidad refleja el periodo de inestabilidad tectónica que sigue a la etapa de estabilidad finimiocena (Manjón et al., 1982b).

Se agrupan en esta unidad la Fm. Médulas en la Cuenca de El Bierzo, dentro del DOc (Pérez García, 1992), y los sistemas de Barrillos, Vidanes, Cegoñal, Guardo, Aviñante silíceo y Cantoral en el N del DC (Manjón et al., 1982b).

Las diversas unidades y litofacies incluidas en esta unidad afloran en el DOc, al norte; en el DC, tanto al norte como al sur; y en el DOr, dentro de la Cuenca de Almazán-Soria. En general se dispone en una orla discontinua en torno a los bordes de la Cuenca, ocupando las zonas interfluviales más altas.

Su edad es Turoliense superior a partir de los restos fósiles (dientes de Hipparion y de un bóvido, Tragoportax) encontrados en Tariego de Cerrato, dentro de la Serie de las Calizas superiores del Páramo (Mediavilla et al., 1995), equivalente distal de esta unidad. Manjón et al. (1982b) le atribuyen una edad Miocena superior a partir de los restos de mamíferos y peces encontrados en áreas distales.

Representan una sedimentación de abanicos aluviales que se originan en respuesta a la actividad tectónica finimiocena de los bordes. Reflejan un momento de progradación aluvial hacia el centro de la cuenca y sus partes proximales se sitúan sobre las medias y distales de los sistemas anteriores del Mioceno medio -superior (Suárez et al., 1994).

46.- Serie detrítico-carbonatada del Páramo superior: lutitas, areniscas y calizas a techo Conviene aclarar en este punto que tradicionalmente se ha denominado Caliza del Páramo al nivel calcáreo (de diferente significado cronoestratigrá fico, según las zonas) que culmina la sedimentación neógena en el centro de la Cuenca del Duero. En consecuencia, incluye niveles calcáreos tanto de la unidad lacustre de las Cuestas como de las Calizas inferiores del Páramo o de las Calizas superiores, dando lugar a confusiones. En líneas generales, existen dos niveles distintos de Calizas de Páramo, como apuntan distintos autores (Royo y Gómez, 1926; San Miguel de la Cámara, 1954; García del Cura, 1975; Armenteros, 1986; Corrochano y Armenteros, 1989; Mediavilla y Dabrio, 1989; Armenteros, 1991; etc.): el inferior, que ha sido descrito anteriormente en la unidad 44 y el superior, que constituye el techo de la secuencia detrítico-calcárea que se describe a continuación.

En el centro y hacia el noreste y sureste de la cuenca (DOr), la unidad está formada por depósitos siliciclásticos de arenas con niveles conglomeráticos en la base, que pasan, tanto en la vertical como en la horizontal, a arenas y lutitas con niveles de costras y rasgos edáficos. A techo se disponen calizas micríticas, calizas brechificadas y margas con restos de gasterópodos, ostrácodos y caráceas. La potencia de esta unidad oscila entre 5 y 15 m (Alonso Gavilán et al., 1987; Mediavilla y Dabrio, 1989a; Armenteros, 1991).

En el DOr está formada por un tramo inferior lutítico con intercalaciones de c uerpos lenticulares arenosos, a veces con estructuras algales, que progresivamente dan paso, a través de costras carbonatadas, a una sucesión de calizas micríticas y biomicriticas con rasgos palustres omnipresentes (Armenteros, 1986). El conjunto

92 Terciario

de la unidad tiene un espesor cercano a los 100 m. (García del Cura, 1975), aumentando gradualmente hacia el sureste (Cuenca de Almazán).

El límite inferior es discordante sobre las Calizas inferiores del Páramo (Corrochano y Armenteros, 1989). En la zona central e l tramo calcáreo superior puede hacerse exclusivo y descansa sobre las calizas, a veces karstificadas, de la unidad subyacente (Mediavilla y Dabrio, 1989).

Se incluyen aquí (DOr) la Unidad superior de García del Cura (1975) y la Unidad superior de Armenteros (1986), compuesta esta última por las form aciones: Lutítico-Caliza de Aldealengua de Santa María, Lutítico-Caliza de Santa Cruz de la Salceda,

Cuaternario 93

Lutítico-Caliza de Adrada de Haza, Lutítico-Carbonatada de Cuevas de Provanco (parte superior), Lutítica de Castrillo de Duero, Calizas de Castillejo de Robledo y Calizas de Moradillo de Roa. En el DC destacan la Unidad Páramo II de Ordoñez et al. (1981), la Unidad superior de Mediavilla y Dabrio (1988) y la Unidad Siliciclástico-carbonatada de Armenteros (1991).

En el centro (DC) de la Cuenca culmina los páramos superiores y en el DOr aflora de forma más extensa y continua en la zona central, extendiéndose al sur de la Cuenca de Almazán-Soria.

Su edad es Mioceno superior-Plioceno, en un amplio rango que va desde el Vallesiense superior (Alberdi et al., 1981) llegando hasta el Turoliense superior (Mediavilla et al., 1995) (véase unidad 45).

Las facies detríticas de esta unidad corresponden a sistemas fluviales distales de carácter sinuoso, que desarrollan pequeños encharcamientos en las zonas de llanura de inundación. Estos depósitos registran un rejuvenecimieto del relieve al final del Mioceno. Las calizas del techo representan una sedimentación lacustre -palustre que alcanza un carácter expansivo hacia el borde durante el Turoliense. En todo el DOr, quedan bien reflejados dos momentos en la sedimentación (Armenteros, 1986). Se inicia con un cambio desde la sedimentación lacustre de la unidad Calizas inferiores del Páramo a un régimen fluvial con sistemas ligeramente sinuosos a meandriformes en las zonas marginales de la unidad, pasando hacia el centro a sistemas fluvio-lacustres y lacustres, con lagos someros que presentan fuertes oscilaciones del nivel. La etapa final corresponde a un sistema lacustre expansivo que abarca gran parte de la mitad oriental de la Cuenca, llegando a alcanzar los bordes a costa de la fuerte retracción de los sistemas aluviales marginales, como consecuencia de la etapa de estabilidad tectónica finimiocena.

CUATERNARIO

Los depósitos asignables al Cuaternario constituyen formaciones superficiales de extensión variable, cuyo espesor es generalmente inferior a la decena de metros. Estos recubrimientos registran la cuarta etapa en la evolución geológica de la Cuenca del Duero, a continuación de las tres etapas terciarias descritas en el apartado anterior, abarcando desde finales del Plioceno hasta la actualidad. Los primeros episodios marcan probablemente el tránsito Plioceno-Pleistoceno (Molina y Armenteros, 1986).

Se tratan aquí los depósitos continentales relacionados principalmente con la red fluvial actual y originados como consecuencia del vaciado parcial de los materiales terciarios de la Cuenca y de la continua denudación de los rebordes montañosos preterciarios. La sedimentación durante el Neógeno se realiza en el marco de una cuenca topográficamente cerrada, en la mayor parte de su extensión, aunque con alternancia de etapas con y sin drenaje externo. Es con la apertura progresiva de la Cuenca al Atlántico, hacia el final del Neógeno, cuando comienza la erosión remontante de la sucesión terciaria de oeste a este. Esta apertura puede ser debida a un basculamiento de la meseta o a una captura progresiva de la depresión, por la red atlántica (Martín Serrano, 1991). A medida que la red fluvial se va encajando y jerarquizando, se forman plataformas aluvionares que actualmente constituyen estrechas y alargadas superficies escalonadas, dispuestas paralelas al cauce de los ríos (Pérez González et al., 1994).

94 Cuaternario

De cara a la síntesis geológica del mapa se han diferenciado diversas unidades cartográficas en relación con su disposición morfoestructural y génesis sedimentológica. En su definición, se ha tenido en cuenta su interés minero, por cuanto muchas de ellas presentan yacimientos asociados, como los de oro de origen secundario en coluviones, de feldespato y sílice en arenas eólicas, áridos en terrazas y cauces actuales de los ríos, etc.

47.- Raña: conglomerados silíceos, arenas y lutitas En esta unidad se agrupan los mantos conglomeráticos, que orlan las áreas marginales de la Cuenca en relación con el último piedemonte de relleno cuencal. Representa una superficie compleja de erosión-acumulación finineógena en torno a la Cuenca del Duero y cuencas satélites (Pérez González et al., 1994).

En el área occidental de la Cuenca del Duero, al noroeste, son ortoconglomerados de cantos silíceos redondeados y arenas con matriz arenoso-arcillosa. Los cantos pueden estar arenizados, caolinitizados y, en ocasiones, se cementan con costras de hierro y manganeso. El espesor máximo medido es 30 m, aunque habitualmente es poco potente y no suele superar los 10 m (Suárez, 1994). En la Cuenca de Ciudad Rodrigo, es un canturral de cuarcitas, bastante rodadas, con tamaños variables; en la parte inferior, la matriz arcillosa presenta rasgos de hidromorfía, que afectan a los cantos. El espesor oscila entre los 6 m en la cabecera y menos de 1 m en sus zonas distales (Molina et al., 1982).

Al norte de la Cuenca (zona leonesa-palentina) se localiza la superficie con mayor extensión (Raña de Guardo), que conserva morfología de abanico. Sus depósitos son conglomerados con clastos de arenisca, cuarzo y cuarcita, en una matriz arenoso-arcillosa de colores amarillentos a rojizos. Se observan clastos con procesos de arenización/caolinitización. La potencia es de 8-9 m en el ápice y de 2 m en las zonas más alejadas (Colmenero et al., 1982c).

Al este de la Cuenca, en la zona del Corredor de La Bureba adosada a la Sierra de La Demanda, aparecen afloramientos discontinuos de bloques y cantos de cuarcita con matriz arcillosa y potencias de hasta 50 m (Gil et al., 1978). Al sur de esta misma Sierra, apoyándose sobre el zócalo Mesozoico, se han llegado a medir 70 m de espesor (Gil y Zubieta, 1978).

Al norte de la Serrezuela (horst elevado al sureste de la Cuenca del Duero) está constituida por arcillas rojas masivas en la base y facies conglomeráticas cuarcíticas con matriz arenoso-lutítica a techo. El conjunto llega a superar los 15 m (Armenteros, 1986).

En la Cuenca de Almazán, se han incluido dentro de esta unidad los abanicos más recientes al norte del Duero, que se apoyan sobre unidades neógenas. Están constituidos por cantos redondeados de cuarcita y arenisca, con una matriz fundamentalmente arenosa de color gris-ocre. La potencia no suele superar los 5 m (Valverde, 1991; Ruiz y Valverde, 1991).

En cuanto a sus límites, se apoya discordante sobre materiales del Paleozoico, del Mesozoico o del Terciario y no es tapada por ningún depósito posterior por lo que presenta rasgos edáficos muy evolucionados de tipo ultisol. Dado que sus depósitos están asociados a pedimentos de escasa pendiente, son zonas propicias al desarrollo de planosoles con rasgos de hidromorfía.

Cuaternario 95

Aflora en los bordes de los sistemas montañosos de la Cuenca del Duero, en El Bierzo, Cuenca de Ciudad Rodrigo y en la Cuenca de Almazán. La superficie más extensa es la Raña de Guardo, al sur de las montañas palentinas, cuyas áreas distales pueden llegar hasta el paralelo de Sahagún. En el DOr, dentro del sector de Pradales (noreste de Segovia), destacan por su buena conservación los sistemas de abanicos aluviales de la Raña, que se asocian a los piedemontes septentrionales de Somosierra y Pradales.

Para algunos autores la Raña es un episodio cronoestratigráfico, que tiene lugar a continuación de la formación del piedemonte, mientras que para otros representa el episodio final de colmatación de la Cuenca (Martín Serrano, 1991). Según este autor, significaría la transición de un proceso de relleno a otro de degradación. Bajo el término Raña se engloban, tanto las superficies terminales de un piedemonte, como las originadas en el episodio inicial de su destrucción (Martín Serrano 1994a).

La datación se ha hecho teniendo en cuenta la posición morfodinámica que ocupa dentro de la cuenca. Se ha llegado a asignar a diferentes edades: Mioceno medio, tránsito Mioceno-Plioceno, Plioceno y Límite Plioceno-Pleistoceno, entre otras (Martín Serrano, 1988b). Este mismo autor considera que estos depósitos se pueden definir morfológica y litológicamente, pero no cronoestratigráficamente, y agrupa, bajo el término de Raña, todos los techos de piedemonte aluvial (episodios heterócronos que abarcan una edad que va desde el Mioceno inferior hasta principios del Cuaternario) (Martín Serrano, 1991).

Las facies de la Raña representan una sedimentación por ríos trenzados de gravas en el marco de abanicos aluviales. Dentro del DOr, al contrario de lo que ocurre en el borde occidental de la Cuenca (Martín Serrano, 1991), marcan un brusco cambio paleogeográfico con respecto a la serie finineógena subyacente. En cualquier caso, se corresponden con la etapa exorreica de la cuenca terciaria en el tránsito Neógeno-Cuaternario (Pérez González, et al., 1994).

48.- Coluviones y depósitos glaciares: gravas, limos y arcillas Se agrupan sedimentos cuya génesis está relacionada con pendientes y/o altitudes elevadas. Son coluviones, canchales y derrubios de ladera, acumulados al pie de las vertientes por efecto de la gravedad y que, en algunos casos, se deben al modelado glaciar y periglaciar de zonas altas.

Los depósitos asociados a vertientes están compuestos de fragmentos de roca procedentes de los materiales próximos, sobre los que se apoyan. Están sin compactar y son depósitos gruesos heterométricos cuando el material de origen procede de los macizos montañosos paleozoicos y mesozoicos, siendo más finos en relación con sustratos terciarios. Son recubrimientos de dimensiones muy variables y se extienden ampliamente, aunque muchos de ellos se han omitido en la cartografía para poder mostrar la estructura de los materiales infrayacentes; no obstante, se han representado algunos de pequeñas dimensiones debido a que constituyen el encajante de indicios mineros de oro secundario.

Los depósitos glaciares más característicos son las morrenas, que constituyen acumulaciones de materiales formadas por sedimentos muy heterométricos, de bloques y cantos, envueltos en una matriz arenoso-arcillosa sin compactar y con muy escasa o sin ninguna organización interna. Se incluyen también los depósitos

96 Cuaternario

fluvioglaciares originados por corrientes de agua provenientes del deshielo glaciar, que presentan características similares a los glaciares, aunque manifiestan estratificación difusa y un cierto grado de clasificación (Pulgar et al., 1981).

La edad y fases de las glaciaciones no está clara, si bien en la cabecera del río Esla se han descrito evidencias de las glaciaciones Riss y Würm (Martín Serrano, 1994b). En Gredos, distintos autores han atribuido estos depósitos a varias etapas de la glaciación Würm, si bien en la actualidad continúan activos los procesos a cotas de 1900-2000 m (Pedraza, 1994).

Los materiales de esta unidad se encuentran principalmente en las zonas elevadas de los sistemas montañosos. Son frecuentes las formas de modelado glaciar en lo s Picos de Europa, donde los depósitos asociados no están muy bien conservados debido al retoque posterior por fenómenos fluviales. En Sanabria, presentan gran desarrollo los arcos morrénicos que cierran el lago de Villachica y alrededores, siendo numerosas las huellas de la ocupación glaciar, que ha dejado el buen conjunto de lagunas de la Sierra Segundera. En el Sistema Central el modelado glaciar alcanzó mayor relevancia en la zona de Gredos. En la Cordillera Ibérica, por su parte, se reconocen estos fenómenos en el área del Moncayo y en los Picos de Urbión.

49.- Abanicos aluviales, glacis y superficies complejas: gravas, arenas, limos y arcillas En esta unidad se incluyen abanicos aluviales y conos de deyección, que se forman por aguas de arroyada en las zonas de desconfinamiento de los valles; cuando los flujos alcanzan estos puntos, se produce una rápida pérdida de energía como consecuencia de un aumento de la sección transversal y de una disminución de la pendiente, provocando la sedimentación de los materiales arrastrados. Además, se agrupan los glacis con depósito, formados por materiales aluvionares que dan superficies más o menos planas de escasa inclinación, y las superficies complejas originadas por la acción fluvial y eólica.

Abanicos aluviales y conos de deyección:

Los conos de deyección aparecen en la desembocadura de arroyos y ríos, bien al llegar a una zona plana o cuando desembocan en otros ríos. En ocasiones pueden coalescer entre sí al pie de las laderas. Están constituidos por bloques, can tos y gravas con matriz areno-arcillosa, dependiendo el tamaño y la naturaleza de los clastos del área fuente de la que proceden. Su espesor es variable, siendo más potente en las zonas apicales. Genéticamente se relacionan con flujos estacionales de alta energía, que se pierde de forma rápida al pasar a zonas planas o en zonas de confluencia con otros cauces (Ruiz Fernández de la Lopa et al., 1991).

Entre los abanicos aluviales, destacan el de Fuente de la Majada y el de Las Padrizas. El primero está situado al NE de Astorga y se encuentra encajado en la superficie de la Raña. Está formado por facies fluviales de conglomerados y arenas, con desarrollo de suelos rojos a techo. La potencia es de 4 -5 m. Se apoya directamente sobre los depósitos del Mioceno y, en la zona de contacto, hay un horizonte de acumulación de arcillas, que se interpretan como de lavado lateral (Vargas et al., 1984a). El de Las Padrizas se sitúa al SO de La Bañeza y está

Cuaternario 97

compuesto por cantos de cuarcita y cuarcita arenosa, en una matriz microconglomerático-arenosa. Se reconocen cuerpos de arenas con abundante matriz lutítica que presentan formas de barra (Vargas et al., 1984b).

Glacis aluviales

Son superficies planas con un perfil ligeramente convexo y poco inclinadas, tapizadas por una delgada cubierta sedimentaria. Están relacionados con las primeras fases de encajamiento de la red fluvial, mostrando una clara inclinación de las superficies hacia los cauces. Representan formas de enlace entre los relieves escarpados y las superficies más altas con las terrazas más bajas y las llanuras aluviales (Arenas et al., 1991b).

Al noroeste de la Cuenca del Duero, aparecen a distintas alturas y presentan abundantes cantos redondeados de cuarcitas, procedentes de las terrazas más altas, envueltos en una matriz arcillo-limosa. Su espesor no supera 1,5 m de espesor (Martín Serrano y Piles, 1982). Al este, en zonas próximas a la Región Vasco Cantábrica, son frecuentes los cantos carbonatados subangulosos o subredondeados, dada la abundancia de materiales mesozoicos en el área madre (Portero et al., 1979). En áreas centrales, se localizan sobre las cuestas sirviendo de enlace entre los niveles carbonatados de los páramos y las llanuras aluviales; están formados por cantos más o menos angulosos, envueltos por abundante matriz limo-arcillosa de color pardo, pudiendo estar cementados por carbonato; su potencia oscila entre los 30 cm y los 2 m (Portero y Del Olmo, 1982a). Al sur de la Cuenca, son predominantemente arcosas con cantos y gravas cuarcíticas y, en ocasiones, conglomerados cuarcíticos con cantos subredondeados de cuarzo y cuarcita (Agueda et al., 1982).

En la Cuenca de Ciudad Rodrigo están compuestos de cantos sueltos de cuarzo y esquistos de distintos tamaños, con escasa matriz de arenas feldespáticas y arcillas (López Plaza et al., 1990).

Superficies Complejas

Se incluyen dentro de este grupo las superficies cartografiadas al sur de Valladolid, siendo la más importante la de Coca-Arévalo. A ésta se asocian depósitos compuestos por gravas y arcosas de facies de canal, con intercalaciones de arenas, arcillas y limos de llanura de inundación. Además se han descrito dunas y depósitos eólicos intercalados. En general forman recubrimientos poco potentes, aunque en las proximidades de Olmedo se han medido 8 m de espesor (Portero et al., 1982b).

Las superficies complejas se forman por la acción fluvial de cauces múltiples, poco profundos y con gran movilidad lateral, aunque se cree que la acción eólica también ha contribuido al modelado de las mismas. Se atribuyen a los momentos más secos y fríos del Cuaternario (Pérez González et al., 1994).

50.- Arenas eólicas: arcosas Son las acumulaciones de arenas que afloran en el sur y sureste de la Cuenca del Duero y que se han originado por la acción del viento. Desde el Plioceno medio, y a

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lo largo del Cuaternario, el viento ha dado lugar a diversos procesos de erosión y sedimentación, especialmente en algunos periodos, que siguen funcionando en la actualidad (Pérez González, 1982).

Los depósitos más antiguos están compuestos por arcosas y litoarcosas, con un pequeño porcentaje de fragmentos calizos, abundante proporción de limos y arcillas y con cementación variable carbonatada y yesífera. Los depósitos más modernos son de arcosas sueltas, con granos redondeados o subredondeados y menor proporción de elementos finos. Se han representado acumulaciones tanto de los depósitos sueltos, sin ninguna estructura aparente, como dunas aisladas o agrupadas en campos de dunas. Estas pueden tener grandes dimensiones llegando a alcanzar los 15 m de espesor (Portero y Del Olmo 1982b).

La naturaleza de las arenas indica diversas áreas madres: facies arcósicas terciarias y, en menor medida, terrazas y superficies cuaternarias. En todos los casos el área fuente está próxima a las zonas donde se produce el depósito (Pérez González, 1982).

Los afloramientos se sitúan a distintos niveles topográficos, desde el fondo de los valles, hasta terrazas y superficies más altas, llegando incluso a aparecer sobre las cuestas y las superficies de los páramos. En la Cuenca se distribuyen principalmente en la zona centro-meridional, entre los ríos Duero y Adaja al sur de Valladolid, y en la desembocadura del Pisuerga. Especialmente bien desarrollados están los afloramientos dunares de los ríos Duratón y Cega, entre Cantalejo y Cuéllar, y los afloramientos situados en las llanuras aluviales (e incluso sobre el páramo calcáreo) de los complejos Cega-Pirón y Eresma-Adaja, así como en las márgenes del Duero en la zona vallisoletana.

51.- Terrazas fluviales: conglomerados, gravas, arenas, limos y arcillas Son superficies planas situadas en las vertientes de un valle, bien sobre una o sobre las dos, a una altura superior a la del curso de agua y que representan restos del antiguo lecho sobre el que está encajado el actual. En esta unidad no se tratan los aterrazamientos desnudos sino, únicamente, las terrazas aluviales que comportan una cubierta detrítica de origen fluvial con granulometría similar a la del cauce actual.

Los ríos que discurren por la Comunidad castellano-leonesa (a excepción del Sil y sus afluentes, al oeste; los afluentes del Ebro, en La Bureba; y el Jalón, en la Cuenca de Almazán) drenan sus aguas al río Duero, que divide la Cuenca en dos áreas bien definidas al norte y al sur de su curso E-O, y actúa como colector principal, evacuando agua y sedimentos del interior de la Cuenca hacia el Atlántico. El Tormes recoge las aguas del área suroccidental y desemboca en el Duero, después de atravesar el zócalo, en Portugal.

En la región noroccidental, los ríos que vierten al Duero proceden de la Cordillera Cantábrica (son los comprendidos entre el Cea, al este, hasta el Orbigo, al oeste) y otros nacen en las montañas Galaico-Leonesas (desde el Turienzo, al norte, hasta el Tera al Sur), convergiendo todos al sur de Benavente, después de dejar varios sistemas de terrazas a lo largo de su recorrido. Éstas se hallan formadas, fundamentalmente, por conglomerados cuarcíticos, con un porcentaje mayor de elementos finos en el área más oriental; de forma general, entre la fracción arcillosa se encuentran caolinita e illita. Su espesor es bastante irregular y oscila

Cuaternario 99

entre los 2 y los 10 m, superando en raras ocasiones estos valores (Martín Serrano, 1988a).

Hasta la zona de convergencia los sistemas de terrazas de los ríos cantábricos, excepto los del Cea, son simétricos a ambos lados, pero cuando convergen se observa un cambio en el trazado y en la disposición de las terrazas. En el Esla presentan una disposición claramente asimétrica y, al sur de León, cuando se une con el Bernesga y el Porma, modifica el trazado siguiendo una dirección NE-SO, típica de las estructuras tardihercínicas. El Cea, a pocos kilómetros al sur de Sahagún, no desarrolla ninguna terraza en su margen izquierda y cambia bruscamente el trazado siguiendo una dirección NE-SO (Pérez González et al., 1994).

Morfológicamente los aterrazamientos son plataformas estrechas dispuestas de forma paralela y longitudinal al trazado fluvial. Cuanto más al oeste de la zona noroccidental, las terrazas están mejor representadas, extendiéndose hasta el cauce del Cea. En el borde Cantábrico son escasas y entre los ríos Cea y Duero prácticamente no hay (Pérez González et al., 1994).

En la zona nororiental la red fluvial se articula en torno a los ríos Carrión, Pisuerga, Arlanzón y Arlanza. Los dos primeros salen de las montañas Cantábricas con dirección N-S, y los otros tienen una dirección E-O y proceden de la Cordillera Ibérica. A medida que se van uniendo, dentro ya de la Cuenca, toman dirección NE-SO hasta su desembocadura en el Duero, al sur de Valladolid. Sus valles son rectilíneos y asimétricos con mayor desarrollo de terrazas en uno de sus lados; en la margen derecha del Carrión se distinguen hasta 20 niveles. La composición de las terrazas es bastante similar, con clastos de cuarcita y de arenisca y, en menor medida, de caliza, con matriz arenosa (Pérez González et al., 1994).

En el centro de la Cuenca, y con un trazado de este a oeste, discurre el río Duero, dividiendo la meseta en dos zonas, una al norte y otra al sur, y actuando como colector principal de los ríos que proceden de los macizos montañosos que rodean la depresión. En la Cuenca de Almazán, el río Duero presenta una traza compleja cuando discurre en el marco de la Cordillera Ibérica y hasta San Esteban de Gormaz. A partir de aquí, ya en el interior de la Cuenca del Duero, fluye con dirección E-O. Distintos autores han descrito entre 5 y 9 niveles de terrazas, desde Soria hasta Peñafiel, compuestas por gravas poligénicas con cantos de cuarcita, de cuarzo, de caliza (tanto de materiales mesozoicos como del terciario) y de arenisca; las terrazas más bajas contienen, además, limos, arcillas y arenas. El espesor oscila entre 2 y 4 m. Después de la desembocadura del Pisuerga y hasta Toro, presenta un valle asimétrico, con el lado derecho abrupto, que enlaza con el relieve en cuestas de la facies de este mismo nombre; y en el lado izquierdo, más tendido, se han medido hasta 14 niveles de terrazas. Estas tienen una composición mayoritaria de cantos de cuarcita y cuarzo, con algunos de calizas y sílex en las más modernas. El espesor es mayor en las terrazas más altas (hasta 5 -7 m), pudiendo estar colgadas de 70 a 80 m respecto al cauce (Pérez González et al., 1994).

En el área suroccidental se encuentran los afluentes de la margen izquierda del Duero. Al oeste y con un trazado S-N, los más importantes son Guareña, Trabancos, Zarpadiel y Adaja, de oeste a este. En general están poco encajados, a excepción del Adaja. El paisaje es de replanos escalonados con escarpes suaves. Los valles son asimétricos con una margen derecha abrupta y predominio de terrazas en su margen izquierda. Esta asimetría puede ser consecuencia de movimientos tectónicos o de una erosión diferencial. La composición litológica de

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las terrazas está formada por clastos de cuarzo y de cuarcita con matriz de arenas feldespáticas. En las zonas meridional y sureste, los ríos principales procedentes del Sistema Central son, de oeste a este, Voltoya, Moros, Eresma, Pirón, Cega, Duratón y Riaza. La mayoría de ellos entran en la cuenca terciaria encajados y atraviesan los afloramientos paleozoicos y mesozoicos que existen en el interior de la cuenca (la Sierra de Honrubia-Pradales y el Macizo de Santa Mª la Real de Nieva). Las terrazas se disponen de forma paralela y asimétrica con un desarrollo completo en su margen izquierda, cuando se encuentran sobre el Terciario. En el centro y sur de este sector meridional, distintos autores, basándose en el estudio de las terrazas, indican cambios en la configuración de la red fluvial que pueden tener origen tectónico (Pérez González et al., 1994).

52.- Aluvial y fondos lacustres: cantos, arenas, limos, arcillas y travertinos Son los depósitos asociados a los cauces de los ríos, a sus llanuras de inundación y a las áreas encharcadas o a antiguos fondos de lagunas. Se sitúan en las zonas más bajas de la Cuenca.

Entre los sedimentos relacionados con los cursos de agua se engloban las facies sedimentarias del interior del cauce o lecho menor y las facies más finas de la llanura de inundación o zona ocupada por el agua durante las inundaciones (lecho mayor). Las primeras están constituidas por cantos y gravas sueltos con matriz areno-arcillosa, cuya composición y tamaño de grano dependen de la naturaleza y la proximidad del área fuente.

Se incluyen, además, tobas (depósito poroso) y travertinos (roca cementada) que son depósitos calcáreos relacionados con surgencias locales y con tramos donde aumenta la pendiente en cursos de agua poco profundos saturados con respecto a calcita; suelen englobar restos vegetales y pueden alternar eventualmente con niveles arenosos y conglomeráticos. Presentan potencias de hasta 8 m y son recubrimientos poco extensos (Arenas et al., 1991b). Afloran principalmente al este de la Cuenca, por su estrecha relación con áreas fuentes y sustratos carbonatados mesozoicos y terciarios.

Los depósitos asociados a zonas de encharcamiento son limos y arcillas que, en ocasiones, presentan alto contenido en sales, como en el caso de Villafáfila, donde los solutos parecen proceder de los niveles salinos del Neógeno (Martín Serrano y Piles Mateo, 1982). Afloran en zonas deprimidas con mal drenaje, donde existe, o ha existido, una lámina de agua y tienen colores grises, pardos y negruzcos, debido al alto contenido en materia orgánica (Navarro, 1991).

También se incluyen los Fondos Navas que son acumulaciones de detritos finos de origen aluvial y eluvial, en ocasiones con abundante materia orgánica (Arenas et al., 1991b); en ellos se pueden llegar a desarrollar turberas , como en las lagunas de Cantalejo, en Segovia.

Rocas Ígneas 101

Rocas Ígneas

La comunidad autónoma de Castilla y León comprende porciones de las Zonas Cantábrica, Asturoccidental-leonesa y Centroibérica, establecidas por Lotze (1945) y Julivert (1971). Por su situación en la Cadena Varisca, es una región rica en manifestaciones ígneas, básicamente plutónicas, estando presente aproximadamente el 30% de la superficie granítica española. La gran mayoría de esa representación se encuentra en la zona Centroibérica, en las grandes extensiones del Sistema Central Español (SCE), la penillanura salmantino-zamorana y en menor medida en las zonas de Ricobayo, Sanabria y suroeste de la provincia de Salamanca.

En Castilla y León, la actividad ígnea se manifiesta desde el Proterozoico superior -Cámbrico hasta el Triásico, siendo la mayoría, en cuanto a variedad y volumen de edad Carbonífero-Pérmico inferior, momento álgido de la actividad plutónica, consecuencia de la Orogenia Hercínica.

Se distinguen varios grandes grupos de rocas ígneas en función de su edad y composición.

Rocas ígneas prehercínicas, comprende dos subgrupos:

Rocas volcánicas y subvolcánicas. Representan un vulcanismo sinsedimentario con diques, sills, tobas y, a veces, pequeños domos. Su actividad abarca desde el Cámbrico al Silúrico.

Rocas plutónicas. Están representadas por ortogneises, principalmente glandulares. Suelen aparecer en los núcleos de estructuras antiformales de tercera fase hercínica. Están relacionadas desde un punto de vista temporal y composicional con la Fm. llamada "Ollo de Sapo".

Rocas ígneas hercínicas:

Rocas plutónicas. Están constituidas por granitoides y rocas relacionadas. Aparecen, generalmente, en plutones, stocks y sills. Según las zonas dan lugar a afloramientos de tamaño reducido o a grandes unidades de dimensión batolítica.

Rocas filonianas. Forman diques de distinta composición, potencia y longitud. Una parte de ellos representan episodios magmáticos tardihercínicos, otros son posteriores.

Otro grupo es el constituido por las rocas subvolcánicas triásicas. Se trata de manifestaciones magmáticas en forma de sills y domos emplazados en los sedimentos del Triásico superior aún sin consolidar.

Las rocas ígneas se clasifican, además, por su composición química y mineralógica, siendo los sistemas más admitidos los que contemplan la composición de los feldespatos y el contenido en cuarzo, mediante diagramas triangulares como el Q (cuarzo) A (feldespato potásico + plagioclasas con menos del 5% de anortita) P (plagioclasas con más del 5% de anortita), propuesto por la I.U.G.S. (Le Maître, 1989). Así, tenemos en la región toda una serie de rocas que

102 Rocas Ígneas

van desde los términos más ácidos a los básicos, y que abarcan, como se ve, un periodo de formación muy dilatado.

En el caso particular de las rocas plutónicas también se utiliza el criterio referente a la edad relativa de esas rocas en relación a las principales fases de la deformación hercínica. Suele tomarse de referencia la Fase 2 (Bard et al., 1971), y así son anteriores ("precoces") o posteriores ("tardías") respecto a ella. Sin embargo conviene aclarar que al existir otras fases próximas de mayor relevancia según las zonas, suelen ser estas las utilizadas. La deformación tomada por Fase 2 en algunas áreas puede ser en realidad otra fase posterior a la 1. No se puede hacer una equivalencia cronológica exacta entre fenómenos de distintas áreas, al haber un indudable carácter migratorio de las fases (Ugidos y Bea, 1978; Dallmeyer et al., in litt).

En Castilla y León las únicas rocas plutónicas prehercínicas son los ortogneises, mientras que el plutonismo hercínico, que abarca, aproximadamente, entre 326 y 270 millones de años (Serrano Pinto et al., 1987; Villaseca et al., 1995) está bien representado, con una serie bastante completa de rocas biotíticas, que comprenden desde rocas básicas hasta auténticos granitos, y un abundante conjunto de leucogranitos. Véase la figura 7, elaborada con valores medios tomados de los trabajos citados en la bibliografía.

Para la confección de este mapa de síntesis se ha uti lizado un criterio emi-nentemente litológico, aconsejable por la escala de trabajo y la disponibilidad de datos, siguiendo en lo fundamental las recomendaciones vigentes (I.U.G.S; Le Maître, 1989). Los granitoides, para una mejor descripción, se han dividido en distintos tipos, a su vez agrupados según afinidades, en función de sus diferencias petrográficas y químicas, así como en sus relaciones espaciales y estructurales. Aspectos, estos últimos, de gran importancia genética (Corretgé y Martínez Fernández, 1978).

El grupo de los granitoides biotíticos, que conforman mayoritariamente el volumen batolítico del Sistema Central Español, constituyendo macizos alóctonos o subautóctonos, son relativamente variados (Fig. 8). Algunos pueden ser considerados como provenientes de magmas ígneos profundos, en cierta medida relacionados con materiales básicos de origen mantélico, con una importante hibridación y contaminación con los materiales corticales, y otros pueden ser considerados como de fusión cortical, (Aparicio et al., 1975; García de Figuerola et al., 1980; Fúster y Villaseca, 1987; Castro et al., 1994 etc.).

Por contra, la otra gran extensión granítica de la penillanura salmantino-zamorana está constituida fundamentalmente por el grupo de leucogranitos de dos micas, formados por anatexia cortical de los materiales metasedimentarios encajantes, en relación estrecha con el metamorfismo regional (Martínez Fernández, 1977; López Plaza y Carnicero, 1987; Gonzalo et al., 1994). Así pues, tienen un carácter autóctono o subautóctono y suelen estar dispuestos formando láminas subhorizontales, a su vez integrantes de una gran estructura dómica (Fig. 9). Existiría también una serie de granitoides transicionales, con cordierita, o "serie mixta" (Corretgé et al., 1977 ).

Rocas Prehercínicas 103

ROCAS PREHERCÍNICAS

Ortogneises (53) Son rocas de grano medio a muy grueso, con una foliación marcada fundamentalmente por biotita, cuarzo y feldespato que rodea a megacristales de feldespato potásico redondeados, que pueden alcanzar los 8 ó 10 cm de diámetro, y plagioclasa, según los tipos, de dimensión menor; algunos carecen de porfidoclastos. Todos ellos están frecuentemente afectados por migmatización y eventualmente por cizallas que reducen su tamaño de grano y modifican fundamentalmente su estructura y eventualmente su composición.

Hay diferentes tipos según la proporción relativa de minerales claros y biotita, así como de la abundancia y tamaño de los megacristales, de este modo se han establecido distintos grupos: ortogneises glandulares feldespáticos, ortogneises glandulares biotíticos ó meso-melanocráticos y leucogneises. Este último término tiende a utilizarse para rocas donde los megacristales son muy escasos o inexistentes, aunque su composición se solape con la del primer tipo. Los primeros corresponden a monzogranitos y granitos, tienen plagioclasas de tipo albita -oligoclasa, frecuente sillimanita, y esporádicamente granate y andalucita. Los glandulares biotíticos o meso-melanocráticos son rocas mesocráticas, muy ricas en biotita, con presencia de sillimanita y cordierita y, en ocasiones, restos de granate y distena. Su composición corresponde a granodioritas. También incluyen pequeños enclaves y niveles de metasedimentos. Los leucogneises son muy leucocráticos por el alto contenido en feldespatos y cuarzo, a los que acompañan granate, sillimanita, moscovita y biotita. Ocasionalmente hay andalucita o también agregados de turmalina y/ó granate. Las glándulas feldespát icas son muy escasas.

Constituyen macizos de dimensiones variables compuestos por los glandulares feldespáticos, los ortogneises glandulares biotíticos y en menor proporción los leucogneises. Están presentes en el Domo del Tormes, emplazado entre los terrenos metamórficos de Pereruela por el norte, del sur de Ledesma por el sur y del NO de Vitigudino por el oeste, (Martínez Fernández, 1974a; López Plaza, 1982; López Moro y López Plaza, 1993), en el extremo noroccidental del SCE al E y NE de Guijuelo (áreas de Bercimuelle y Castellanos) al S de Ávila (Sierra de las Yemas), al SO de Alba de Tormes, en el área de Martinamor, (García de Figuerola y Franco, 1975; García de Figuerola et al., 1983), al S de Piedrahita en el macizo de La Almohalla (Bea et al., 1990), en la Cañada y en el gran macizo de las Sierras de Guadarrama y Somosierra, al E de la provincia de Segovia (Villaseca, 1983; Bellido et al., 1990a; Arenas et al., 1991a; Navidad et al., 1992).

Los ortogneises glandulares feldespáticos son predominantes en Guadarrama-Somosierra, estando también presentes en el Domo del Tormes, Bercimuelle y la Almohalla. Engloban macroenclaves de metasedimentos y gneises fémicos y en ocasiones pequeños enclaves microgranudos e hipermicáceos.

Los ortogneises glandulares biotíticos afloran en el Domo del Tormes, en Bercimuelle, Castellanos, Martinamor, la Almohalla, Sierra de las Yemas y Guadarrama-Somosierra. En este último entorno alternan con los ortogneises

104 Plutonismo Hercínico

glandulares feldespáticos, siendo más abundantes a S y E de Segovia y en la banda SO-NE de la parte occidental, hasta la altura de Turégano.

Los leucogneises están o como macizos independientes entre metasedimentos o asociados a los otros ortogneises, en forma de bandas alargadas según la orientación general del área. Los encontramos en las unidades de Bercimuelle, Castellanos, Sierra de las Yemas y Guadarrama-Somosierrra, especialmente en las zonas N y NE de este macizo.

Estas rocas se interpretan como rocas graníticas prehercínicas. Su emplazamiento correspondería con el final de la Orogenia Panafricana, al poseer edades de Rb -Sr de 528-470 millones de años (Vialette et al., 1986 y 1987; Pereira et al., 1992).

PLUTONISMO HERCÍNICO

Migmatitas y granitoides inhomogeneos (54) Se han representado en la cartografía los macizos de más entidad y mayor grado general de migmatización. Sin embargo, en algunos de los sectores cartografiados como Complejo Esquisto-Grauváquico indiferenciado, como son las áreas de Lumbrales y la parte central del macroenclave de La Cañada, existe también un grado importante de migmatización, aunque no tanto como para impedir la identificación del protolito.

Constituyen una serie de materiales producto del metamorfismo regional, que se generan por una anatexia parcial de las rocas preexistentes, durante las principales fases de deformación hercínicas. El grado evolutivo de estas rocas es amplio, desde metatexitas con estructuras estromáticas a diatexitas esencialmente de tipo nebulítico. En ocasiones se han descrito tránsitos graduales entre estas rocas y los granitoides masivos del entorno.

Están presentes en la región de Sanabria (Martínez García, 1973), en la penillanura salmantino-zamorana (Martínez Fernández, 1974b; López Plaza y Carnicero, 1987; Escuder et al., 1995) y en dos extensas áreas del Sistema Central, Piedrahita -Béjar (Ugidos, 1973), incluyendo el complejo anatéctico de la Peña Negra, al sur de Piedrahita, (Bea y Pereira, 1990; Díez Montes et al., in litt) y la unidad de la Sierra del Valle en Mijares-Casillas.

En Sanabria aparecen al O de Puebla de Sanabria y también al NO en el entorno del lago de Villachica junto con los gneises glandulares. En la primera zona son migmatitas poco evolucionadas en las que se distingue perfectamente un paleosoma constituido por oligoclasa básica, cuarzo, feldespato potásico, biotita ± moscovita y pequeñas cantidades de circón, rutilo, apatito y opacos, con presencia esporádica de turmalina, granate o sillimanita. El leucosoma es algo más moscovítico y sus plagioclasas algo menos cálcicas. En la zona del lago, por el contrario, hay masas de nebulitas englobadas en granodioritas junto con restos del protolito gneísico que es, a veces, glandular.

En el Domo del Tormes las litologías migmatíticas que se han diferenciado son metapelitas y leucogneises fundamentalmente. Se puede apreciar un paso gradual desde los leucogneises de grano fino con granate a las anatexitas de similar

Plutonismo Hercínico 105

composición y textura, por un aumento progresivo de leucosoma rico en feldespato potásico. Otra característica es la intensa moscovitización de la sillimanita en los paleosomas.

En el SCE, zona de Gredos, hay gran abundancia de granodioritas y monzogranitos inhomogéneos y otras rocas nebulíticas. Así el Complejo anatéctico de la Peña Negra está constituido por migmatitas pelíticas, anfibólicas, leucocráticas con textura nodulosa y, sobre todo, mesocráticas. Estas últimas son rocas de grano medio-grueso, más o menos porfídicas, con cordierita abundante además de cuarzo, oligoclasa básica, feldespato potásico, biotita y cantidades accesorias de sillimanita, apatito, circón y turmalina. La cordierita y la sillimanita son constituyentes esenciales del melanosoma restítico. Aparecen rocas con estructuras schlieren, así como nebulítas con diferentes tipos de enclaves. Constituyen grandes cuerpos laminares subhorizontales, con fábrica planar concordante. El proceso de migmatización es muy dilatado en el tiempo, y desarrollado durante las principales fases de deformación hercínicas.

GRANITOIDES BIOTÍTICOS

Este macroapartado comprende una amplia serie de granitoides de afinidad “calcoalcalina”, con plagioclasas mayoritariamente cálcicas, especialmente en sus núcleos al presentar generalmente una marcada zonación.

Se incluyen todos los tipos litológicos que tienen como ferromagnesiano fundamental biotita, además de las rocas básicas y ultrabásicas con las que espacialmente se relacionan. Los primeros se han agrupado en tres categorías composicionales: con cordierita, con anfíbol accesorio y con moscovita accesoria, grupo en el que se encuentran dos tipos estructurales, uno de grano medio-grueso y otro de grano fino-medio.

Tan amplio grupo presenta gran variedad petrográfica, geoquímica, estructural y cronológica, como se verá más adelante con la descripción de cada tipo.

Si bien aparecen en todos los entornos plutónicos de Castilla y León, destacan claramente en el SCE, donde constituyen el volumen batol ítico principal.

Rocas básicas e intermedias (55) Bajo este título figura agrupada toda la serie de términos, desde gabronoritas olivínicas hasta granodioritas (rocas máficas e intermedias), con escasas hornblenditas (rocas ultrabásicas), que aparecen en distintos entornos, en abundantes afloramientos de pequeñas dimensiones. Son cuerpos intrusivos limitados, con forma de apuntamientos, stocks y enclaves de diversa entidad.

En su conjunto son de color gris-verdoso oscuro, a veces casi negras, melanocráticas a mesocráticas , debido a su riqueza en ferromagnesianos, las más ácidas son verdosas a gris medio. Tienen microestructuras variadas, granudas hipidiomorfas, subofíticas, eventualmente porfídicas, son de grano grueso a fino, sin orientación definida o con foliación variada según los tipos y las zonas donde se hallan. Es común la alteración concéntrica con formaciones de bloques redondeados de tamaño pequeño o mediano y están con frecuencia atravesadas


por venas félsicas centimétricas más leucocráticas, que resaltan en relieve por su mayor resistencia a la erosión.

Producen metamorfismo de contacto de grado alto, más alto y evidente en el campo cuanto más básica es la roca y menor el metamorfismo regional del encajante.

Están formadas por plagioclasas (andesina-labrador-bytownita, dependiendo de la composición de la roca), piroxenos (ortopiroxeno, augita y diopsido), anfíboles (hornblenda, actinolita y cummingtonita), biotita o flogopita así como cantidades menores de olivino en los términos más básicos, y cuarzo, feldespato potásico y escasa moscovita en los más ácidos. Como accesorios contienen apatito, circón, esfena e ilmenita además de allanita en las rocas más evolucionadas y cromoespinela en las menos. No todos los minerales son magmáticos puesto que parte de ellos cristalizan una vez solidificada la roca.

Las rocas de esta naturaleza aparecen en dos dominios distintos, la Zona Cantábrica y la Zona Centroibérica. En la Zona Cantábrica son de intrusión tardía, puesto que intruyen al Carbonífero e incluso al Pérmico y constituyen prácticamente todo el plutonismo de esta zona. Son pequeños stocks compuestos, a veces zonados, y diques, ambos asociados a las grandes fracturas regionales tardihercínicas. Se han distinguido, según Suarez y Corretgé (1987) cuatro grupos: 1. Rocas graníticas de La Pernía; 2.Rocas asociadas a la falla de León; 3.Rocas de La Reina-Riaño; 4: Stocks de Peña Prieta, Pico Iján y Pico Jano (éstos dos últimos fuera de los límites regionales).

Los tres primeros forman agrupaciones de cuerpos de diámetro inferior, en general, a 1 km, diques y sills de hasta unos cientos de metros de espesor, cuya composición varía desde gabros hasta granodioritas.

El cuarto grupo lo forman los cuerpos de más entidad de los que merece destacarse el stock de Peña Prieta (Gallastegui et al., 1990). Es de composición granodiorítica y tonalítica en el núcleo y consta de diorita y cuarzomonzodiorita en el borde.

En la Zona Centroibérica aparecen como de intrusión temprana dentro del conjunto de granitoides postcolisionales, de manera que afloran como pequeños stocks en las rocas metamórficas y como enclaves de variada dimensión dentro de los granitoides posteriores, aunque la diferencia temporal debe ser pequeña dada la morfología redondeada de los fragmentos en los contactos y los procesos de hibridación que se observan.

Existen en esta zona al menos dos grupos independientes, uno constituido por las rocas más básicas, desde noritas y gabros olivínicos hasta granodioritas, pasando por cuarzodioritas y cuarzogabros, con hornblenditas ocasionales intruyendo en forma de pequeños diques y, a veces, tipos vaugneríticos. Este grupo de rocas carece de estructuras deformativas o las tiene débilmente marcadas, salvo cuando están afectados por cizallas tardihercínicas. El otro está formado fundamentalmente por tonalitas que forman enclaves, macroenclaves y láminas subconcordantes foliadas que pueden estar afectadas por las deformaciones hercínicas precoces.

Todas estas rocas en su conjunto aparecen dispersas a lo largo de toda la Comunidad de Castilla y León, como ya se ha indicado. En Sanabria (Martínez García, 1973), se encuentran en el Lago, junto a granodioritas, y en pequeños


afloramientos hacia el oeste. Son cuarzodioritas con o sin anfíbol, de grano fino-medio, con marcada foliación.

En la penillanura salmantino-zamorana y, especialmente, en el área de Sayago, se localiza una serie bastante completa de estas rocas, que comprende, por un lado, tonalitas y, por otro lado, cuarzomonzonitas y monzodioritas de tipo vaugnerítico con grandes cristales de biotita que llegan a alcanzar 3 ó 4 centímetros (García de los Ríos, 1981). Estas últimas forman pequeños afloramientos, junto a otras rocas menos básicas de la serie, al este de Bermillo de Sayago, los Arribes del Duero y al oeste de Ledesma. Las tonalitas y similares (Martínez Fernández, 1974b; López Plaza y Carnicero, 1987) forman láminas subconcordantes encajadas, preferentemente, justo por encima del nivel litoestratigráfico de los gneises glandulares. También aparecen dentro de los cuerpos graníticos posteriores, en forma de enclaves centimétricos o métricos conservando, a veces, su morfología laminar previa, como ocurre en la comarca del Sayago ( López Plaza y Gonzalo, 1993).

En el área de la Sierra de Béjar y en el extremo occidental de la Sierra de Ávila, al norte y oeste de Piedrahita, aparecen según una alineación NE-SO, siguiendo la dirección de las fracturas hercínicas de la zona. Son términos composicionales muy básicos (Franco y García de Figuerola, 1986; Franco y Sánchez, 1987) puesto que, además de granodioritas y tonalitas, hay gran abundancia de noritas olivínicas (cortlanditas), gabros y algunas hornblenditas, que llegan a producir fundidos parciales por efecto térmico de contacto (Franco, 1980). Del mismo tipo son las de El Arenal, al norte de Arenas de San Pedro (Moreno Ventas, 1991).

Más al este, el afloramiento de más entidad es del SE de El Tiemblo (Casillas y Peinado, 1987; Casillas et al. 1989), junto con intrusiones menores en las rocas metamórficas de La Cañada. Su composición varía desde gabros a granodioritas, con una variación espacial de modo que los términos más básicos están en la parte sur del afloramiento.

El apuntamiento más oriental es el de Ventosilla, al N de Prádena (Fúster y Rubio, 1980), con tonalitas y granodioritas, además de algún muy reducido afloramiento en la zona del puerto de Somosierra.

Como se ve de la variedad de tipos y localizaciones es posible que entre todas estas rocas no haya ni coetaneidad ni génesis común, así las rocas de la Zona Cantábrica aparentan ser de emplazamiento somero dadas sus microestructuras subvolcánicas, mientras que en la Zona Centroibérica se han determinado presiones máximas de cristalización de unos 5,9 kilobares en el afloramiento de El Tiemblo (Casillas et al. 1989) y de 11 kilobares en Gredos (Moreno Ventas, 1991; Moreno Ventas et al., 1995). Son escasos los datos cuantitativos sobre su edad, mayor en la zona Centroibérica que en la Cantábrica; en la primera de las zonas, en El Tiemblo, una datación por el método Rb-Sr sitúa su emplazamiento a 322±5 Ma (Casillas et al., 1991), es decir, en torno al comienzo del Westfaliense, mientras que en la segunda las rocas cortan a capas estratigráficas más recientes (Estefaniense B).

En cuanto a su origen sucede lo mismo, lo más probable es que sean fundidos originados en el manto más o menos heterogéneo sometidos a procesos de diferenciación magmática, con participación de material cortical en grado variable.


De grano grueso ± cordierita (59) Se considera aquí todo un conjunto de granitoides de tamaño de grano grueso a medio, generalmente porfídicos, de composición de granodiorita a monzogranito, que constituye el volumen mayoritario del batolito del SCE y que se emplazan a lo largo de un periodo dilatado de tiempo . En este grupo se incluyen tanto los granitoides precoces como los tardíos.

En los primeros es constante el desarrollo de una fábrica planar o planolinear generalmente subhorizontal, con direcciones predominantes al ONO y ENE. Son autóctonos o subautóctonos con abundancia de granodioritas. Aparecen las masas más importantes en el macizo de Sayago, al NO de Vitigudino (Martínez Fernández, 1974b), y en los alrededores del Complejo Anatéctico de la Peña Negra (Bea y Moreno Ventas, 1985).

Dentro de los segundos, los más tempranos tienen una fábrica orientada, más o menos débil según las zonas, también planar o planolinear, generalmente subvertical y con direcciones próximas a NE-SO, NO-SE y E-O en la parte occidental del SCE (Ugidos, 1974a; García de los Ríos, 1991; López Sopeña et al., in litt. a), al N-S en la penillanura salmantina (López Plaza et al., 1984) y en la mitad oriental del SCE como se ve en el afloramiento de el Tiemblo (Casillas, 1989). Estas orientaciones se han atr ibuido a las últimas fases de deformación hercínicas, especialmente la Fase 4. Estos granitoides constituyen macizos alóctonos.

Los más recientes son isótropos con pasillos de estructuras fluidales, más evidentes y verticales en los bordes de los cuerpos intrusivos, que llegan a ser horizontales. Estas estructuras vienen dadas por schlieren con acumulación de biotitas, ordenación de los ejes de fenocristales, que se concentran de forma llamativa en algunas bandas, y elongación de enclaves, por lo que, dentro de su relativa homogeneidad a escala de macizo son heterogéneos a escala de afloramiento. Las estructuras son indicativas de la dinámica intrusiva general del macizo, como indica para el caso de los enclaves Martín Escorza (1987).

Muestran enclaves elipsoidales microgranulares, centimétricos a decamétricos, de composición básica a intermedia, además de enclaves metamórficos centimétricos e hipermicáceos. Aunque la presencia de enclaves es casi constante se concentran en pasillos, como se ve en las cercanías de Villacastín, o en tubos verticales envueltos por pegmatita, de lo que hay buenos ejemplos en los bordes del pantano de el Burguillo, en Ávila.

Forman plutones de dimensiones medias y grandes, su color general es gris claro a más obscuro en los términos granodioríticos que tienen más biotita. Los fenocristales de feldespato potásico llegan a ser de varios centímetros (2 -13), son idiomorfos, e incluyen biotita con arreglo zonal, bien visible en el campo, además están compuestos por cuarzo, plagioclasa, desde oligoclasa ácida hasta andesina, habitualmente zonadas de manera compleja, biotita rica en aluminio, en plaquitas y agregados de unos 5 ó 6 mm, cordierita en prismas, eventualmente centimétricos, y variable contenido en moscovita. La proporción de esta mica aumenta en el área de Villar de Ciervo (Carnicero, 1981), aunque suele ser siempre inferior a la de biotita, y de cristalización tardía a expensas de otros minerales. Por otra parte, este grupo de granitoides contiene frecuentes microagregados com puestos por biotita, sillimanita, andalucita, espinela y plagioclasa, todos ellos submicroscópicos. Como accesorios contienen, además, apatito, circón, monacita, ilmenita y sulfuros


de hierro y muy escasos granates con aureolas reaccionales de biotita. Como minerales secundarios suelen aparecer clorita, sericita, ep idota y otros.

El relieve proporcionado por estos granitoides consiste en berrocal de grandes bolos, consecuencia de su tamaño de grano y del espaciado de las diaclasas. Morfológicamente, en los grandes macizos del SCE son comunes las grandes cúpulas, laderas masivas y "lanchas", así como los típicos "montes isla" (Molina et al., 1987) que destacan algunos centenares de metros por encima del nivel general de arrasamiento.

Por el conjunto de sus características son rocas producidas por fusión cortical, con tasas de fusión variable según los tipos y sometidas posiblemente a procesos de evolución magmática. Los más tempranos son fundidos in situ mientras que los demás, con mayor participación de magmas profundos en su constitución, son intrusivos en el nivel de emplazamiento actual. Estos últimos serían del tipo I de Chapell y White (1974).

Atendiendo a los datos cronológicos las dataciones efectuadas por Rb-Sr indican un intervalo de emplazamiento oscilan entre 320 y 284 millones de años.

De grano grueso ± anfíbol (58) Estas rocas, en algunos casos intruyen en las del grupo 59, como se ve en el plutón de La Granja o en el de Las Navas del Marqués en Ávila (Casillas, 1989). En otros, como en El Arenal (Moreno Ventas et al., 1995), se citan como facies transicionales entre cuerpos del conjunto básico (55) y del tipo 59 , por lo que es posible que en este grupo se incluyan rocas de distinto origen.

Constituyen macizos de bastante extensión, fundamentalmente en la mitad oriental del SCE, de carácter tardío, no están deformados aunque pueden tener una ligera orientación plano-linear local. Afloran en grandes masas en forma de cúpulas o lanchas con bloques de cierto tamaño y berrocal. La apariencia de estos granitoides es de tono gris, mesocráticos a leucocráticos, de grano grueso a medio, porfídicos por la presencia de feldespato potásico que muchas veces muestra los bordes indentados con la matriz. Los ferromagnesianos son de tamaño fino, biotita y eventualmente anfíbol se ven a simple vista, son frecuentes los microagregados de un centímetro de diámetro compuestos por plagioclasa, biotita y a veces anfíbol. Pueden mostrar schlierens con distintas orientaciones debidas al flujo de movimiento del magma y cavidades miarolítícas, en zonas diferenciadas de tendencia pegmatítica, además de enclaves microgranudos de composición básica a intermedia, donde en ocasiones se ve feldespato potásico en fenocristales poiquilíticos tardíos.

Su composición va desde granodioritas a monzogranitos. Su mineralogía consiste en cuarzo, a veces como pequeños fenocristales, plagioclasa zonada, oligoclasa a andesina, feldespato potásico, biotita y hornblenda, como ya se ha mencionado. Muy rara vez conservan clinopiroxeno. Como otros accesorios tienen apatito, circón, ilmenita, allanita y esfena, y como secundarios, clorita, epidota, prehnita y pumpellyita.

En la cartografía pueden observarse en los macizos de Las Navas del Marqués (Casillas y Peinado, 1987), Villacastín-El Espinar (Bellido et al., 1990a) Cardeñosa-Cillán (Hernández Samaniego et al., 1982), La Granja (Rubio y Villaseca, 1981) y Quintana de Sanabria (Martínez García, 1973).


Respecto de su origen se han sugerido modelos de hibridación entre magmas básicos y corticales. y su edad se considera en torno a los 300 Ma (302 Ma para el plutón de las Navas del Marqués, Casillas et al., 1991; y 299 para el de la Granja , Villaseca et al.,1995).

De grano medio-grueso ± moscovita (57) Los granitos de este grupo son rocas de tono gris claro, generalmente de grano medio o grueso, e inequigranulares porfídicos. Contienen cierta cantidad de moscovita, aunque no suele superar a la de biotita; su plagioclasa es oligoclasa más o menos zonada. El resto de constituyentes minerales apenas varían respecto de los del grupo 59.

Se diferencian dos subgrupos:

a) Granitos deformados con sillimanita. Aparecen en las áreas anatécticas del Domo del Tormes como al oeste de Muga de Sayago, y los alrededores del embalse de Almedra (López Plaza y Gonzalo, 1993). Son rocas que muestran una marcada orientación subhorizontal, o subvertical si actúan las cizallas tardifase 3 hercínica. Tienen sillimanita moscovitizada, así como enclaves hipermicáceos y restos de schlieren de origen metamórfico. Este tipo de estructuras, junto a su marcado carácter químico peralumínico son características que han servido para argumentar su procedencia por fusión parcial de protolitos de naturaleza pel ítica.

b) Granitos débilmente orientados en macizos, plutones, o stocks epizonales, a menudo en relación con los granitos más biotíticos del grupo 59. Suelen presentar una facies de borde de grano fino. Pueden contener tanto agregados hipermicáceos como enclaves centimétricos microgranudos. Es característico su berrocal con grandes bolos sobre masas de buen tamaño. Aparecen en distintas zonas: 1) En determinadas áreas de la Zona Astur Occidental Leonesa, como en Ponferrada (Suárez, 1970b). 2) En áreas perianatécticas del Domo del Tormes, como en Aldeadávila (Martínez Fernández, 1974b). 3) En áreas epizonales al sur de la cizalla de Juzbado Penalba do Castelo (García de Figuerola y Parga, 1968): Villavieja de Yeltes (Carnicero et al., 1987), Cipérez (Diez Montes y Gallastegui, 1992), así como en el suroeste de la provincia de Salamanca, donde aparecen con andalucita, como Fuentes de Oñoro y Peñaparda. Propiamente, estas últimas áreas, junto con el macizo de Villar de Ciervo, representan la cont inuación española del batolito de Guarda (García de Figuerola et al., 1988); Corretgé y López Plaza, 1977; Carnicero, 1981). 4) En el Sistema Central, especia lmente en su borde occidental como en el área de La Alberca-Montemayor del Río (Ugidos y Bea, 1976; Yenes et al., 1996), aunque también existen granitos similares en distintos stocks intrabatolíticos, como Los Boquerones (Bea y Moreno Ventas, 1985) o Venero Claro (López Sopeña et al., in litt b), o más hacia el Este en plutones como el de Navaluenga (López Sopeña et al., in litt b). Para uno de estos cuerpos se ha obtenido una edad sumamente joven, de 270 Ma por el método K-Ar (Yenes et al., 1996).

De grano fino-medio ± moscovita (56) Al igual que el grupo de grano medio a grueso se trata de un conjunto de granitos diferenciados del grupo principal cordierítico, con los que presentan contactos


descritos como graduales o en algunos cuerpos como intrusivos, en función de su menor tamaño de grano y su composición. Son leucocráticos, de tono gris claro, de tamaño de grano fino a medio y, generalmente, porfídicos o microporfídicos. Los enclaves son escasos y de reducido tamaño, tanto microgranudos como hipermicáceos.

A escala de afloramiento aparecen con un diaclasado apretado que favorece la formación de bolos redondeados y angulosos. Su microestructura es bastante homogénea. Ejemplos de este tipo son los de Villar de Ciervo (Carnicero, 1981) al oeste, en Salamanca, el del sur de Vadillo de la Sierra y el de Navacepeda (parte oriental de la unidad de La Aliseda) en Ávila y el de Navalvillar cerca de Villacastín en Segovia (Bellido et al., 1990)

Composicionalmente son monzogranitos y granitos s.s.. Están formados por cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa de composición albita-oligoclasa, biotita, por lo general, accesoria y en mayor cantidad que moscovita y como otros accesorios andalucita, cordierita, sillimanita ocasional, apatito, circón monacita y opacos.

Además, existe algún plutón en el Sistema Central con contenido de allanita, mineral muy significativo que podría sugerir otra afinidad genética.

LEUCOGRANITOS

Constituyen un conjunto de rocas de carácter leucocrático, con mayor proporción de moscovita que biotita, y general textura equigranular. Mayoritariamente, son rocas clasificadas como monzogranitos, aunque con plagioclasa pobre en calcio, y en menor proporción existen subtipos o facies clasificadas como granitos en sentido estricto, o como granitos de feldespato alcalino. Además del cuarzo y el feldespato potásico, generalmente xenomórfico, contienen como minerales esenciales plagioclasa albítica u oligoclasa ácida, por lo general débilmente zonada. Como minerales accesorios es típica la presencia de sillimanita, pero también suelen contener otros silicatos alumínicos, como cordierita, andalucita, granate y turmalina.

Dentro de este gran grupo se incluyen dos subtipos en función de la textura: subtipo de grano fino y subtipo de grano medio-grueso, considerados en términos relativos; si bien, ambos pueden presentar facies locales con tendencia porfídica. Además, se incluye un tercer subtipo con turmalina, de variable tamaño de grano y asociado a conjuntos aplo-pegmatíticos.

Aparecen mayoritariamente en la penillanura salmantino-zamorana, ocupando grandes áreas en los Domos anatécticos del Tormes y de Lumbrales, así como en sus zonas periféricas (Martínez Fernández, 1974b; López Plaza y Carnicero, 1987; García Luis, 1991). En estas áreas anátecticas los leucogranitos yacen preferentemente en disposición laminar, alternándose los distintos subtipos (Gonzalo et al., 1994); además, es destacable la frecuente aparición de schlieren y otras estructuras heredadas de origen metamórfico, indicativas de su carácter primordial autóctono o subautóctono.

En el Domo del Tormes presentan en gran parte una fábrica planar subhorizontal, siendo la Fase 3 la causante de las megaestructuras visibles.

Al menos una parte de los leucogranitos de la penillanura salmantino-zamorana registran una deformación subhorizontal atribuida a la fase hercínica 3, tal es el


caso de los leucogranitos del área de Sando, con desarrollo de fábrica linear subhorizontal (López Plaza y Carnicero, 1987). Pero otros leucogranitos sólo registran las estructuras S/C de las cizallas dúctiles de desgarre. Por esto, es probable una larga historia implicada en su formación. En este sentido el modelo extensional propuesto para un sector central del Domo del Tormes (Escuder et al., 1996) es coherente con una formación precoz del magma granítico desde el inicio del proceso descompresivo hasta una removilización tardía a favor de cizallas extensionales de componente normal y dirección N-S ó NNE-SSO (Fig. 9).

En el Sistema Central los leucogranitos yacen en pequeñas bandas de carácter subautóctono, bordeando a las grandes masas de granitoides biotíticos, o bien, en masas intrabatolíticas relativamente pequeñas y de geometrías circunscritas (Fúster y Villaseca, 1987).

Otros macizos de menor cuantía, mayoritariamente tardíos, constituyen en las pequeñas intrusiones del oeste de la provincia de León, al sur de Sanabria y en el extremo occidental de la provincia de Salamanca.

Desde un punto de vista geoquímico, son granitos todos ellos peralumínicos y de contenidos pobres en calcio, hierro y magnesio. Se corresponden con los incorrectamente llamados alcalinos.

En el Domo del Tormes y áreas circundantes los leucogranitos tienen características geoquímicas propias de granitos anatécticos del tipo hercínico S, según la terminología de Chappell y White (1974) y Pitcher (1983). Además, la uniformidad de los diferentes subtipos, resaltada por algunos autores (López Plaza et al., 1987-1988), podría sugerir la presencia de uno o de varios protolitos relativamente homogéneos. La presencia de schlieren y de enclaves hipermicáceos, unido al carácter autóctono de estos leucogranitos, apoya un proceso de fusión parcial a partir de protolitos similares a los que afloran a su alrededor, como es el caso de los gneises y metapelitas migmatizadas que suelen aparecer en torno a los domos anatécticos (Martínez Fernández et al., 1988).

Sin embargo, los leucogranitos del Sistema Central no parecen ser todos afines al tipo S, sino que algunos pequeños cuerpos o stocks, que no contienen cordierita, podrían ser de afinidad I o calcoalcalina mixta, como en Navas del Marqués. Las diferencias entre ambos tipos genéticos no son sólo mineralógicas sino también geoquímicas (Casillas y Peinado, 1987 y 1989; Villaseca y Barbero, 1994; Casillas et al., 1995; Villaseca y Herreros, 1996; Herreros, 1996). No obstante, estas diferencias son a menudo sutiles y la adscripción a un tipo u otro, ha de verificarse en función de su coherencia geoquímica y mineralógica con los granitoides biotíticos o anfibólicos que pueden llevar asociados en el caso de que los leucogranitos representen un producto diferenciado de la serie calcoalcalina (op cits).

En la penillanura salmantino-zamorana se han obtenido algunas isocronas por el método Rb-Sr que indican edades de 300±8 Ma para los leucogranitos de Lumbrales (García Garzón y Locutura,1981), en tanto que para algunas aplitas del área de Barrueocopardo se han obtenido edades de 311±26 Ma (Priem y Den Tex, 1984). Independientemente de la idoneidad del método empleado, los leucogranitos de la penillanura salmantino-zamorana podrían adscribirse al denominado plutonismo precoz (Schermerhorn, 1956; Oen, 1970; Serrano Pinto et al., 1987). En el Sistema Central se han obtenido edades similares, con valores más bajos para algunos leucogranitos de afinidad calcoalcalina (284 Ma, según Casillas et al., 1991; y Villaseca et al., 1995).


De grano medio-grueso y dos micas (62) Son rocas de tonos blanquecinos, carácter leucocrático, textura de grano medio, grueso o muy grueso, aunque con cierta frecuencia son inequigranulares o porfídicos. En cualquier caso los cristales xenomorfos de feldespato potásico tienden a sobresalir sobre los restantes. Asimismo, la proporción de este mineral predomina sobre la plagioclasa. Esta alcanza contenidos máximos de 15-20% de anortita. Como minerales accesorios contienen apatito, circón, sillimanita, entre otros. La proporción de moscovita es diferente según las áreas, observándose mayor contenido en los macizos de Sando, Calabor y Ricobayo. En este último es característica la turmalina.

Principalmente, aparecen en la penillanura salmantino-zamorana, en amplias zonas de las partes centrales de los Domos del Tormes y de Lumbrales, si bien, su textura varía desde subtipos metatexíticos con schlieren y fuerte deformación, a otros, con textura más homogénea y de tamaño de grano medio. Este último subtipo suele contener enclaves angulosos del leucogranito de grano fino, anteriormente descrito (Gonzalo et al., 1994). Como consecuencia de su anisotropía y de su tamaño de grano grueso es frecuente el desarrollo de grandes bolos alargados aplanados y delimitados por un diaclasado subhorizontal, como es característico del paisaje granítico de Los Arribes del Duero. A nivel de afloramiento proporcionan relieve plano o alomado de masas de tamaño medio.

Estructuralmente, los granitos precoces del Domo del Tormes muestran cierta deformación, consistente en fábricas con predominio de las planares en los equigranulares y de las planolineares en los porfídicos (Martínez Fernández, 1974b; López Plaza, 1982). Los tardíos, al sur de la Cizalla de Juzbado y en el SCE presentan una ligera orientación N-S.

Éstos últimos, de carácter alóctono, suelen constituir pequeños plutones o stocks, en cuyo caso van acompañados de otras facies de grano fino generalmente de borde, como los de Ancares (Suárez, 1974), Campo de Agua (Suárez, 1976) o Navalonguilla (Ugidos, 1974b).

Muchas veces la aparición de estos leucogranitos de grano grueso coincide con las grandes zonas de cizalla dúctil, desarrollándose conspicuas estructuras S/C, como es el caso del área de Juzbado y Ricobayo.

Las diferencias con respecto al grupo anterior son muy poco marcadas, si bien, cabe destacar sus contenidos algo menores de sílice, y mayores en magnesio, y en los elementos traza como Zr y Sr. Asimismo, su génesis no debe de ser sustancialmente diferente, y las diferencias texturales pueden ser explicadas en función de las variaciones de los protolitos (Gonzalo et al., 1994).

De grano fino-medio y dos micas (61) Son rocas leucocráticas, con alto contenido en cuarzo y generalmente con moscovita predominante sobre biotita. Su proporción de feldespato potásico es similar a la de la plagioclasa, que es generalmente una oligoclasa ác ida e incluso, a veces, albita. Típicamente contienen sillimanita moscovitizada, como mineral accesorio, aunque también puede aparecer granate y cordierita. Normalmente, su textura es equigranular, aunque ocasionalmente es nodulosa con agregados de minerales alumínicos, como cordierita.


Mayoritariamente aparece en amplias zonas de la penillanura salmantino-zamorana, especialmente en los Domos del Tormes y de Lumbrales, dando lugar a una morfología escasa de berrocal, excepto en la zona de Los Arribes del Duero. Se manifiesta un típico deslajamiento subhorizontal, circunstancia que ha sido aprovechada para la arquitectura rural. En el Domo del Tormes es común en estos granitos una fábrica linear subhorizontal con dirección N100º. Merecen destacarse por su extensión las masas de Yecla de Yeltes, Milano, Villasdardo, La Almendra, Formariz, Villamor de Cadozos, Sobradillo de Palomares,... Fuera de este gran dominio de leucogranitos, también aparece este tipo granítico al norte del Domo del Tormes (granito de Villaseco de Duero), y al sur en el granito de Villar de Ciervo-Bañobárez en forma de un subtipo noduloso.

En el Sistema Central aparece en zonas peribatolíticas o en pequeñas masas interiores, como la de La Alberca. Excepcionalmente, ocupa superficies decakilométricas, como en Navalonguilla. En cualquier caso, su morfología se manifiesta siempre en estas áreas montañosas con aspecto "ruiniforme" (Franco, 1980) con berrocales y bloques angulosos relativamente pequeños, consecuencia de su denso diaclasado. Estas formas son equiparadas a las descritas por Twidale (1982) como castle inselbergs.

Desde un punto de vista geoquímico, en el Domo del Tormes y áreas circundantes es destacable su elevado contenido en sílice, por lo general superior al 70%, así como sus contenidos bajos en magnesio y calcio (Martínez Fernández, 1974b; Carnicero, 1980; García Luis, 1991). En elementos traza presenta contenidos bajos en Zr y Sr, y altos en Rb (op cits). El hecho de aparecer en contacto gradual hacia gneises de grano fino ha sido un argumento utilizado por algunos autores para invocar una génesis por fusión parcial a partir de este tipo de protolito (López Plaza y Gonzalo, 1993).

En el Sistema Central parece haber mayor diversidad petrográfica y geoquímica y, en consecuencia, su significado petrogenético es dispar, como ya se ha indicado anteriormente.

Moscovíticos ± turmalina y complejos aplopegmatíticos (60) Este grupo lo forman varios granitos aplíticos, generalmente muy moscovíticos, presentes en importantes macizos graníticos y un conjunto que ha sido denominado "Complejo laminar de El Alamo" (García de Figuerola et al., 1983) que comprende los dos siguientes subtipos: a) leucogranitos moscovíticos con turmalina y plagioclasa albítica; y b) aplopegmatitas. Otros minerales que suelen aparecer en este conjunto litológico son: granate, apatito, berilo y casiterita, entre otros.

Típicamente, las aplitas y pegmatitas de este conjunto yacen en láminas subhorizontales de variada potencia y concordantes con la esquistosidad principal de Fase 2 hercínica. Aparecen en mayor proporción en los núcleos antiformales de Fase 3 hercínica, junto con micacitas, esquistos, porfiroides, gneises, y en menor abundancia, anfíbolitas y rocas calcosilicatadas, además de turmalinitas (García de Figuerola et al., 1983).

En la penillanura salmantino-zamorana aparecen principalmente en dos bandas relacionadas con sendas antiformas (García de Figuerola et al., 1983): al N, la banda de Villaseco-Almaraz-Pereruela, y al S, la de Sando. Esta última se continúa


grosso modo hacia el SE a lo largo de la antiforma de Morille, hasta llegar a la Sierra de El Alamo, en la provincia de Ávila.

Tanto los leucogranitos como las aplo-pegmatitas suelen mostrar una fábrica subhorizontal linear, aunque existen diques pegmatíticos más tardíos que no aparecen deformados.

Los leucogranitos turmaliníferos del área de Sando desarrollan un metamorfismo de contacto con blastos de biotita pre-sincinemáticos con respecto a la esquistosidad de Fase 2 (López Plaza y Carnicero, 1987).

Los leucogranitos aplíticos, además de en los complejos señalados, aparecen también asociados a otros grupos graníticos, como los del extremo N del SCE (García de los Ríos, 1990), los del SE de Cebreros (Casillas y Peinado, 1987) y los del S de El Barco de Ávila (Pérez Torrado, 1988).

Son leucogranitos de grano fino dispuestos en forma de diques o láminas de variada potencia y buzamiento, en bastantes ocasiones alargados con direcciones próximas a la E-O. Al estar muy diaclasados aparecen a nivel de afloramiento como pequeños bloques o lajas poliédricos.

En su composición tienen feldespatos potásicos, cuarzo, albita, moscovita ± biotita y cantidades accesorias de apatito, circón y a veces turmalina o granate o allanita o esfena o cordierita.

Desde un punto de vista metamórfico, las bandas referidas guardan asociaciones minerales propias de estadios metamórficos de mayor presión, con estaurolita y granate, si bien en ocasiones aparecen relictas (Martínez Fernández, 1974a; Ugidos, 1974b; Pellitero, 1980). En contraposición, en las áreas anatécticas estas paragénesis desaparecen y las asociaciones minerales incluyen típicamente sillimanita o cordierita junto con feldespato potásico.

Dada, pues, la relación temporal con estadios precoces del metamorfismo, la génesis de estas rocas podría estar vinculada también al proceso anatéctico en su evolución incipiente.

Por otra parte, es común en estas bandas el desarrollo de cizallas de desgarre, que propician una importante participación de fluidos, con formación y removi lización del fósforo, estaño y boro (Hernández Sánchez y Moro, 1991; Alonso Castro y López Plaza, 1995).

ROCAS FILONIANAS

Básicas (lamprófidos, microdioritas y diabasas)(63) Los lamprófidos aparecen fundamentalmente en los dominios centrales y orientales del Sistema Central (Villaseca et al., 1983; Bea y Corretgé, 1986). Los lamprófidos calcoalcalinos (espesartitas y kersantitas) constituyen haces de dirección E -O, y han sido descritos como microdioritas (Huertas, 1990). Están compuestos por plagioclasa (andesina-labrador), clinopiroxeno, anfíboles o biotita, con pequeñas cantidades de cuarzo y feldespato potásico. Aparecen en diques de escasa potencia,


generalmente inferior a dos metros, intruidos como últimos episodios de la Orogenia Hercínica.

Los subtipos camptoníticos contienen clinopiroxeno, kaersutita y flogopita, y son más abundantes en los sectores centrales. A diferencia de los anteriores, forman haces de dirección N-S ó NNE-SSO. Desde un punto de vista petrogenético se ha sugerido para estos últimos una derivación por fusión parcial del manto previamente metasomatizado (Bea y Corretgé, op. cit.). Su probable edad triásica podría significar un estadio previo al de la apertura del Atlántico.

Las diabasas aparecen principalmente en haces de diques de reducida potencia, predominantemente con direcciones N-S, aflorando con la típica disyunción en bolas (Bellido et al., 1990b; García de Figuerola y Franco, 1980).

Particularmente importante es el dique diabásico de Alentejo-Plasencia (García de Figuerola et al., 1974; García de Figuerola y Carnicero, 1973). Constituye un megadique de unos 650 km de longitud y normalmente de pocos cientos de metros de potencia, aunque en realidad en detalle suele mostrar ramificaciones subparalelas. Su dirección es N55º. En la provincia de Ávila aparece en Barco de Ávila y Piedrahita, extendiéndose al Norte a través de Villatoro y Mirueña. Petrográficamente, se trata de una roca de textura diabásica o subofítica, variando el tamaño de grano desde las partes centrales del d ique, con textura gabroica, hasta las partes marginales, con textura netamente diabásica de grano fino. Está constituido por plagioclasa (andesina-labrador), clinopiroxeno pigeonítico, hornblenda, y cantidades accesorias de biotita, olivino y opacos, con cuarzo y feldespato potásico intersticiales y de aparición accidental. Su afinidad geoquímica toleítica y su carácter intrusivo dilatacional es coherente con un episodio distensivo, o de "proto-rift abortado", en relación con la apertura del Atlántico y producido esencialmente durante el Jurásico (Schermerhorn et al., 1978).

Se trata de rocas de gran dureza, con disyunción en bloques y tonalidad oscura, verdosa.

Acidas (aplitas, pegmatitas, cuarzo y pórfidos) (64) Las aplitas y pegmatitas representan los estadios últimos de los procesos intrusivos y por esto atraviesan a los distintos grupos de granitoides en forma de diques de tonos claros, blanquecinos a sonrosados.

Típicamente las pegmatitas aparecen bordeando a los plutones graníticos o en áreas peri-anatécticas, aunque a veces las aplo-pegmatitas están en relación con leucogranitos turmaliníferos, como han sido referidas en el apartado de leucogranitos

En el Oeste de la provincia de Salamanca aparecen distintos tipos de pegmatita según su modo de yacer y relación con los macizos graníticos (Martín Izard et al., 1992). Las más abundantes se disponen discordantes con direcciones a menudo regulares al NNE, cortando a la traza antiformal de fase hercínica 3 (López Plaza et al., 1982).

Desde un punto de vista mineralógico, las pegmatitas del oeste salmantino se caracterizan por la presencia de turmalina y minerales con litio, como ambligonita-montebrasita (Martín Izard et al., op cit.), así como fosfatos ricos en Fe y Mn (Roda et al., 1996), además de los típicos fluorita y berilo.

Rocas Filonianas 117

El enriquecimiento en litio de algunas pegmatitas es coherente con el que muestran los granitos biotíticos relacionados en sus facies más diferenciadas (Corretgé y López Plaza, 1977). Otras veces, la presencia de silicatos alumínicos, como andalucita, podría indicar la conexión genética con el proceso anatéctico, y en particular con los leucogranitos peralumínicos.

Las pegmatitas del Sistema Central, por lo general, adoptan direcciones muy variables; si bien en el sector oriental aparecen haces con diques orientados predominantemente E-O.

Se consideran tres grandes grupos de diques de cuarzo o estructuras relacionadas: a) cuarzo de origen metamórfico formado a partir de segregaciones de sílice en protolitos metasedimentarios como cuarcitas o conglomerados ricos en sílice; b) cuarzo filoniano ligado a fracturas tardihercínicas (Arthaud y Matte, 1975; Gutiérrez Claverol et al., 1987) o a procesos tardimagmáticos con mineral izaciones estanno-wolframíferas (Gonzalo y López Plaza, 1983), y c) cuarzo en grandes estructuras de reemplazamiento en rocas graníticas, denominados "sierros" en la toponimia local (García de Figuerola y Parga, 1971). Estos últimos son los que corresponden, por lo general, al tipo representado en la cartografía.

Los "sierros" se caracterizan por su forma lenticular o de disco, y por su traza cartográfica arrosariada. Se presentan siempre en rocas graníticas. Su dirección más frecuente es NNE-SSO, aunque pueden presentarse de N-S a NE-SO. En la penillanura salmantino-zamorana y Sistema Central constituyen grandes haces, con diques de decenas de kilómetros de longitud, como ocurre en el área de Barruecopardo (Salamanca).

Se distinguen diferentes familias de diques de pórfidos (Martínez Fernández, 1974b; García de Figuerola y Franco, 1980; Huertas, 1990). Una de ellas, la más abundante, constituye haces de diques de dirección próxima a E-O, con recorridos de decenas de kilómetros y escasa potencia (5-20 metros). La composición de estos diques es granítica, granodiorítica o tonalítica, y afinidad calcoalcalina. Se ha obtenido por el método de Rb-Sr una isocrona para diques E-O del Sistema Central, que indica una edad de 296 Ma (Galindo et al., 1994); es decir, aceptando el resultado, estos diques de pórfidos podrían ser algo anteriores al plutonismo tardío.

De las restantes familias de pórfidos la más relevante está representada por haces con diques de dirección N-S y composición granítica, aunque a veces son también dioríticos. Otros diques con direcciones al NE y con características de serie monzonítica muestran relaciones cronológicas más tardías, perteneciendo, según algunos autores (Galindo et al., op cit), a eventos termo-magmáticos del Triásico.

Además de las rocas filonianas descritas anteriormente, cabe citar aquí las episienitas (no diferenciadas en la Síntesis Cartográfica), que son rocas de llamativos colores rojizos. Están constituidas por feldespatos alcalinos, cloritas y epidotas, esencialmente. Su formación obedece a procesos de transformación o alteración de la roca granítica y en relación con una fracturación con intervención de fluidos deutéricos (Franco y García de Figuerola, 1986; Recio et al., 1992) en un periodo probablemente comprendido entre la evolución tardihercínica y la alpina (González Casado et al., 1996).

118 Rocas Volcánicas y Subvolcánicas

ROCAS VOLCÁNICAS Y SUBVOLCÁNICAS

Riolitas-basaltos y ofitas (65) Dentro de este apartado se incluyen rocas muy separadas en el tiempo, que son producto de la tectónica extensional ligada a etapas de desarrollo de rifts continentales. Intruyen en la corteza por zonas de debilidad o fractura.

Se distinguen los siguientes grupos: 1) Rocas basálticas intercaladas en la Serie de los Cabos y Fms. Oville y Barrios (Cámbrico medio-Ordovícico inferior); 2) Rocas tobáceas intercaladas entre las pizarras negras de la Fm. Pizarras de Luarca (Ordovícico medio); 3) Metarriolitas intercaladas en la parte basal del Silúrico, y 4) Ofitas encajadas en los sedimentos plásticos del Keuper.

En la Zona Asturoccidental-leonesa, en el dominio del Manto de Mondoñedo, hay unos cuerpos lenticulares, lacolitos y sills de diabasas intercalados en la Serie de los Cabos del Anticlinorio de Somoza. Es una roca, muy alterada en superficie, de grano fino-medio y textura porfídica-subofítica, compuesta principalmente por plagioclasas, hornblenda y biotita (Arce Duarte et al., 1981).

En las Fms. Oville y Barrios de la Zona Cantábrica y, más concretamente, en las unidades de Somiedo-Correcillas y Sobia-Bodón, encajan sills de diabasa y rocas volcanoclásticas (Gallastegui et al., 1992). Ambos están bastante representados en el sector sur de la Cordillera Cantábrica.

Las diabasas, a veces de gran desarrollo con varios kilómetros de longitud, son de color gris oscuro verdoso, de tamaño de grano fino-medio en los bordes y medio-grueso en el centro y textura dolerítica y subofítica. Están compuestas esencialmente por plagioclasa y clinopiroxeno con cantidades menores de biotita, feldespato potásico y minerales opacos. Composicionalmente se trata de basaltos y traquibasaltos.

Las rocas volcanoclásticas están formando y rellenando chimeneas y cráteres que, a su vez, cortan y engloban a los sills de diabasas. También incluyen xenolitos de las rocas encajantes. Son tobas vítreas, de color verde, con gran alteración hidrotermal, constituidas por fragmentos de lapilli y ceniza volcánica, así como areniscas tobáceas formadas por cuarzo fundamentalmente, con feldespatos y fragmentos de rocas empastadas en una matriz de cenizas volcánicas. Se trata de basaltos olivínicos y traquibasaltos.

Intercalados entre las pizarras negras de la Fm. Pizarras de Luarca de la Zona Centroibérica hay varios niveles de rocas tobáceas de lavas de hasta varios m etros de potencia y conglomerados de cantos angulosos y matriz pizarrosa. Están compuestas por cuarzo, fragmentos basálticos, clorita y albita. Se trata de riolitas (Suárez et al., 1994).

En el Silúrico de la Zona Centroibérica, al SO de Villardeciervos, hay delgados niveles de metarriolitas intercalados hacia la base de la serie pizarrosa. A veces son

Rocas Volcánicas y Subvolcánicas 119

masivos con resaltes topográficos y volcanoclásticos y la típica disyunción en cebolla. Son rocas porfídicas, verdosas, constituidas por cuarzo, albita, feldespato potásico y biotita, en parte transformada a moscovita, su composición es riolítica, con dacitas en menor proporción (Higueras y Monterrubio, 1992).

En algunos sectores de la Cordillera Cantábrica existen rocas volcánicas de presencia muy restringida, no reflejadas en la cartografía, emplazadas en terrenos Devónico-Carbonífero. Son sills de basaltos toleíticos con texturas porfídicas.

En los diapiros margo-arcillosos, yesíferos y salinos del Keuper encajan, mediante contactos fundamentalmente mecánicos, importantes masas de rocas subvolcánicas conocidas como ofitas, que se emplazan a modo de sills, mediante intrusiones a favor de antiguas fracturas (Lago, 1980).

Los afloramientos en la Comunidad están localizados en el norte de la provincia de Burgos en las proximidades de Villasana de Mena, norte de Medina de Pomar y NO de Briviesca y al este de la provincia de Soria, al este de Olvega.

Muestran textura ofítica, con aspecto porfídico debido a los cristales de mayor tamaño de piroxeno que "traban" a las plagioclasas. También contienen olivino y clinopiroxeno. A veces están presentes otros minerales como anfíbol, clorita, biotita, etc. producto de un determinado grado de hidratación. Asimismo, aparecen fuertemente diaclasadas, con estructuras brechoides.

Las de la provincia de Burgos son basaltos toleíticos mientras que los de Soria son basaltos alcalinos. Petrográficamente son microgabros.

120 Rocas Volcánicas y Subvolcánicas

Tectónica

Las sucesiones estratigráficas que constituyen el sustrato rocoso de Castilla y León fueron deformadas a lo largo de dos grandes orogenias:

Orogenia Hercínica

Orogenia Alpina

La primera afectó a los materiales precámbricos y paleozoicos, y dio lugar a una importante y extensa cordillera de plegamiento que posteriormente fue erosionada y desmantelada. Las estructuras formadas durante esta orogenia son reconocibles a lo largo de todo el Macizo Hespérico, y en los afloramientos de las sucesiones premesozoicas de la Cordillera Ibérica.

La Orogenia Alpina produjo la deformación de las sucesiones estratigráficas del Mesozoico y Terciario, y es la responsable del levantamiento de las principales cadenas montañosas de la Comunidad: Cordillera Cantábrica, Cordillera Ibérica y Sistema Central. Durante esta orogenia, los materiales premesozoicos actuaron como un basamento, que sólo fue afectado por grandes fracturas alpinas y reactivaciones de estructuras hercínicas.

OROGENIA HERCÍNICA

A finales del Devónico se produjo la colisión entre dos grandes masas continentales, Gondwana y Laurentia, dando como resultado una cordillera de plegamiento: la Cordillera Hercínica o Varisca. Parte de ella está representada en Castilla y León por los afloramientos de rocas precámbricas y paleozoicas deformadas del Macizo Hespérico y de la Cordillera Ibérica.

Anteriormente se produjeron algunas deformaciones de menor entidad, como son el plegamiento de las sucesiones precámbricas, reconocible en el norte de la Comunidad, y los basculamientos y semigrabens que afectan a las sucesiones preordovícicas. Estas deformaciones han dado lugar a dos importantes discordancias en el registro sedimentario: Cadomiense, en la base del Cámbrico, y Sárdica, en el Ordovícico inferior (Pérez Estaún, 1978; Aramburu y García-Ramos, 1988; Díez Balda, 1992).

En el Macizo Hespérico se pueden distinguir, por un lado, las áreas más internas del Orógeno Hercínico, con una deformación en ocasiones muy intensa y acompañada de procesos plutónicos y metamórficos, y por otro las áreas externas, caracterizadas por una tectónica tangencial de tipo epidérmico. Ambas áreas constituyen respectivamente las Zonas Centroibérica y Cantábrica de la división del Macizo Hespérico de Julivert et al. (1972) (Fig. 1). Entre las dos se sitúa la Zona Asturoccidental-Leonesa, que representa una transición entre los dos estilos de deformación.

Orogenia Hercínica 121

En las Zonas Centroibérica y Asturoccidental-Leonesa, las estructuras generadas son fundamentalmente pliegues con foliación asociada y cabalgamientos. La deformación tiene lugar en varias fases superpuestas, de modo que se desarrollan varias generaciones de pliegues que se superponen unos a otros y varían en cuanto al tipo, grado de desarrollo y momento de formación de unas zonas a otras. En general, la deformación es más moderna hacia las zonas externas, de manera que mientras se están generando pliegues acostados y cabalgamientos en la Zona Asturoccidental-Leonesa, todavía no ha llegado a producirse ninguna estructura en la Zona Cantábrica (Pérez Estaún et al., 1991; Dallmeyer et al., in litt.).

Esta última zona, con una estructura típica de las partes externas de los orógenos de colisión, se caracteriza por el desarrollo constante de cabalgamientos a lo largo de todo el proceso orogénico. Por esta razón, se utilizará la secuencia de emplazamiento de las principales unidades alóctonas para describir el desarrollo de la deformación.

El periodo orogénico hercínico abarca en Castilla y León unos 70 Ma, desde las primeras deformaciones en la Zona Centroibérica en el Devónico sup. -Tournaisiense, hasta las últimas del Estefaniense-Pérmico datadas en la Zona Cantábrica. Las primeras estructuras hercínicas aparecen en el Viseense-Namuriense en la Zona Asturoccidental-Leonesa, y en el Namuriense en la Zona Cantábrica, lo que supone un desfase de unos 40 Ma. En el comienzo de la deformación desde las zonas más internas del orógeno (Centroibérica) hasta las más externas (Cantábrica) (Dallmeyer et al., in litt.).

ZONA CENTROIBÉRICA

Desde el punto de vista estructural, la Zona Centroibérica se divide en dos grandes dominios con estructuras de primera fase de diferente geometría (Díez Balda et al., 1990).

Dominio de Pliegues Verticales

Dominio de Pliegues Acostados

El límite entre ambos es difícil de establecer, ya que se encuentra enmascarado por amplios afloramientos de rocas graníticas hercínicas. En general, la deformación se desarrolla en tres fases principales más otra tardihercínica, y lleva asociados procesos de metamorfismo y plutonismo (ver capítulo de Rocas Igneas). Las estructuras generadas a lo largo de estas fases son pliegues, cabalgamientos, y zonas de cizalla extensionales y transcurrentes (Fig. 11).

Primera fase de deformación (D1) Se trata de una fase compresiva relacionada con un acortamiento NNE-SSO, que da lugar al plegamiento de las sucesiones precámbricas y paleozoicas. En el Dominio de Pliegues Verticales se generan pliegues de dirección general NO-SE, gran longitud de onda, plano axial subvertical y ejes subhorizontales. Las principales estructuras de esta fase son los Sinclinales de Salamanca-Villarmayor, Tamames y Peña de Francia (Díez Balda et al., 1990).

En el Dominio de Pliegues Acostados da lugar a pliegues a todas las escalas, frecuentemente asimétricos, y con planos axiales subhorizontales. Las direcciones varían de NO-SE en la parte occidental del Macizo Hespérico, a N-S en el Sistema

122 Orogenia Hercínica

Central. De igual modo varían las vergencias, al NE en la primera zona, y al E en la segunda. A esta fase pertenece el Anticlinal de Sanabria, en el extremo SE del Antiforme de Ollo de Sapo, con un flanco normal de más de 20 km de largo, y el Anticlinal del Teleno (Vacas et al., 1987; Martínez Catalán et al., 1990; Villar Alonso, 1990; Macaya et al., 1991).

Los pliegues de primera fase llevan asociada una foliación de plano axial S1 que varía del clivaje grosero al pizarroso, según las litologías (Diez Balda et al., 1995).

Segunda fase de deformación (D2) La fase D2 aparece en algunos casos como una continuación de la deformación compresiva de la fase anterior. De este modo se generan cabalgamientos dúctiles y pliegues aplastados, con dirección y vergencia comparables a los de D 1, que llevan asociados milonitizaciones y un clivaje de crenulación muy apretado. Estas estructuras se observan en los Sinclinales de Alcañices y Truchas, y en el Sistema Central (Vacas y Martínez Catalán, 1987; Martínez Catalán et al., 1990; Macaya et al., 1991).

En otros casos, la fase D2 da lugar a grandes cizallas dúctiles extensionales, originalmente subhorizontales, generadas por el desplazamiento gravitatorio del bloque superior (Fig. 11). Las zonas de cizalla alcanzan espesores de 1 a 10 km, y presentan una deformación muy intensa, con desarrollo de pliegues subhorizontales y foliación asociada S2, de tipo bandeado tectónico, crenulación o esquistosidad, que llega a obliterar los clivajes de primera fase. Estas cizallas suponen además un importante salto metamórfico, ya que cortan las isogradas de metamorfismo y ponen en contacto los materiales del bloque inferior, más metamórficos y calientes, con los del bloque superior, más superficiales y menos metamorfizados (Díez Balda et al., 1992; Escuder Viruete et al., 1994; Díez Balda et al., 1995; Hernáiz Huerta et al., 1996).

Las grandes cizallas dúctiles están representadas en Castilla y León por la Zona de Cizalla de Berzosa-Riaza, la Falla de Santa María la Real de Nieva, la Zona de Despegue de Salamanca, y en el Domo Gneísico del Tormes. Otras estructuras de fase D2, similares a las que aparecen en las zonas de cizalla anteriormente citadas, han sido descritas en los Antiformes de Ollo de Sapo y Villadepera (Bergamín et al., 1989; Villar Alonso, 1990; Macaya et al., 1991; Díez Balda et al., 1992; Ayarza, 1992; Martínez García y Quiroga, 1993; Escuder Viruete et al., 1994 y Ares Yáñez et al., 1995).

La aparición de estructuras extensionales durante un régimen general compresivo, ha sido interpretada como una respuesta a un engrosamiento cortical por encima de los límites de estabilidad gravitatoria (Platt, 1986; Dewey, 1988). En el caso del Macizo Hespérico, el desarrollo de cabalgamientos dúctiles en la segunda fase da lugar a un apilamiento de láminas (reconocido en los ortogneises del Sistema Central), que engrosarían la corteza hasta entrar en el estado de inestabilidad gravitatoria. La extensión de la corteza engrosada se realiza por medio de zonas de cizalla dúctil que desplazan el bloque de techo unos 14 km hacia el SE, con un salto metamórfico equivalente a 1 km en la vertical. El desenterramiento del bloque de muro suele ir acompañado de una fuerte descompresión, y de génesis de fundidos graníticos. (Macaya et al., 1991; Escuder Viruete et al., 1994; Díez Balda et al., 1995).

Orogenia Alpina 123

El colapso extensional ha sido datado en varios lugares en torno a los 337-318 Ma (Viseense sup.-Namuriense), edad que coincide con el inicio de la compresión en la Zona Cantábrica (Escuder Viruete, et al., 1994; Valverde-Vaquero et al., 1996).

Tercera fase de deformación (D3) Esta fase representa una nueva etapa compresiva, relacionada con un acortamiento NNE-SSO de la cadena que da lugar a un plegamiento homoaxial con D1, retrovergente en el Sistema Central, y a cizallamientos subverticales que afectan a las estructuras de las fases anteriores.

Los pliegues formados tienen gran longitud de onda, y presentan direcciones NO-SE (N-S en el Sistema Central) subparalelas a las de los pliegues de primera fase. Además, desarrollan un clivaje de crenulación, o a veces bandeado tectónico, sobre las foliaciones previas que por su posición son susceptibles de deformarse (Díez Balda et al., 1992; Azor et al., 1994).

La fase D3 pliega los flancos normales subhorizontales de primera fase, las zonas de cizalla y cabalgamientos de segunda fase, y las isogradas de metamorfismo, estable en esta fase bajo condiciones de baja presión y alta temperatura (Díez Balda et al., 1995). Las principales estructuras de esta fase son los Antiformes de Martinamor, Castellanos, Fermoselle, Vitigudino-Lumbrales, Villadepera y El Cardoso, los Sinformes de Majaelrayo, Armenteros y La Tala, los Sinclinales de Truchas y Alcañices, y el Antiforme de Ollo de Sapo (superposición de D 1 y D3) (Pérez Estaún et al., 1978; Vacas y Martínez Catalán, 1987; Villar Alonso, 1990; Díez Balda et al., 1990; Macaya et al., 1991).

Es bastante probable la continuidad de las grandes estructuras del Dominio de Pliegues Acostados desde el oeste del Macizo Hespérico hasta el Sistema Central. Así, se correlacionan los Antiformes de Villadepera y El Cardoso, los Sinclinales de Alcañices y Majaelrayo, los Antiformes de Ollo de Sapo y Hiendelaencina, y los Sinclinales de Truchas y Riba de Santiuste (Díez Balda et al., 1990).

Las cizallas subverticales, más o menos sincrónicas con la fase D3, forman un sistema conjugado NO-SE/ENE-OSO, coherente con la dirección del acortamiento NNE-SSO, y asimilan el esfuerzo compresivo mediante movimientos horizontales de bloques. Las estructuras más representativas de este sistema son la Zona de Cizalla de Villalcampo, y la Zona de Cizalla de Juzbado-Penalva do Castelo.

La de Villalcampo es una zona de cizalla de 2 km de anchura, dirección general N130ºE y movimiento dextro. La deformación es de tipo dúctil -frágil, y produce un desplazamiento relativo de bloques de 3,75 km. Constituye además el control estructural de los yacimientos de oro de Pino de Oro, y de Sn-W de Villaseco (González Clavijo et al., 1991). En la zona situada entre Salamanca y Tamames se ha descrito una cizalla similar, a la que se atribuye la posición anormalmente norteada de las estructuras de primera fase; esta cizalla y la de Villalcampo han sido datadas como postD2 y pre o sinD3 (Díez Balda et al., 1990).

La Zona de Cizalla de Juzbado-Penalva do Castelo tiene una dirección N70ºE, 2,5 a 4 km de anchura, y buzamiento general entre 55-75ºS. Funciona como un desgarre senestro dúctil, con una traslación en torno a los 100 km; y se le ha asignado una edad postD2 y sin o postD3 por la relación con las estructuras de ambas fases (Villar Alonso et al., 1992). Desgarres senestros parecidos también han sido descritos al sur de Salamanca (Díez Balda, 1996).


Estructuras tardías Con posterioridad a las principales fases de deformación se produce una fracturación general, que se relaciona con una etapa tardihercínica de relajación tectónica.

En esta etapa, algunas estructuras anteriores rejuegan como cizallas subverticales y fallas normales, y se forman nuevos sistemas conjugados de cizallas NE-SO/NO-SE (Vacas y Martínez Catalán, 1987; Villar Alonso, 1990; Díez Balda et al., 1990). También aparecen fallas y pliegues muy abiertos con direcciones diversas (principalmente N-S), que pueden desarrollar crenulaciones débiles y kink bands; estas estructuras han sido descritas en diferentes áreas como una cuarta fase de deformación, F4 (Díez Balda et al., 1990; Villar Alonso et al., 1992; Azor et al., 1994; Suárez et al., 1994).

Metamorfismo La evolución metamórfica varía de unas zonas a otras. En las partes más profundas del orógeno se observa que, debido al engrosamiento cortical, se desarrolla un metamorfismo regional progrado de tipo Barroviense, con un máximo al principio de la fase D2 (media presión/alta temperatura), seguido de una descompresión a temperatura constante (baja presión/alta temperatura). Sin embargo, en las áreas menos metamórficas, que se corresponden con los bloques de techo de las cizallas D2, se aprecia un gradiente progrado durante la primera fase, y un calentamiento durante la segunda pero sin descompresión asociada. Finalmente, se produce en ambas áreas un retrometamorfismo postfase D 2 relacionado con el enfriamiento y erosión del orógeno (Escuder Viruete et al., 1994; Díez Balda et al., 1995).

ZONA ASTUROCCIDENTAL-LEONESA

Los límites de la Zona Asturoccidental-Leonesa con las Zonas Centroibérica y Cantábrica, se sitúan respectivamente en la Falla del Morredero y en el Cabalgamiento del Narcea.

La Falla del Morredero es de tipo normal, hundiendo el labio S, aunque probablemente tuvo movimientos inversos durante las primeras etapas de la deformación. Esta estructura es la prolongación hacia el SE de la Falla de Vivero, que separa las Zonas Centroibérica y Asturoccidental-Leonesa en Galicia (Martínez Catalán et al., 1992a; Suárez et al., 1994).

El Cabalgamiento del Narcea se sitúa en el núcleo del antiforme del mismo nombre. Al suroeste de esta estructura se desarrollan en el antiforme bandas de cizalla, una o más foliaciones, y un metamorfismo similar al de otras áreas de la Zona Asturoccidental-Leonesa. La parte del Antiforme del Narcea perteneciente a la Zona Cantábrica está compuesta por un sistema imbricado de escamas, con una foliación y un gradiente metamórfico sensiblemente menores, característicos de las partes externas de la cadena (Gutiérrez Alonso et al., 1990; Gutiérrez Alonso y Nieto, 1995).

Al igual que sucedía en la Zona Centroibérica, la deformación en la Zona Asturoccidental-Leonesa se desarrolla en tres fases principales más otra

Orogenia Alpina 125

tardihercínica, con desarrollo de un gradiente metamórfico generalmente menor que el de aquélla, y escaso plutonismo (ver capítulo de Rocas Igneas). Las principales estructuras generadas durante estas fases son pliegues, cizallas, cabalgamientos y fallas (Fig. 12).

Primera fase de deformación (D1) Las estructuras formadas en esta fase son pliegues asimétricos, acostados o inclinados, con ejes subhorizontales y vergencia NE (excepto en la Cordillera Ibérica, donde son pliegues de plano axial vertical). Están distribuidos uniformemente por toda la zona con desarrollo a todas las escalas, y presentan un apretamiento más intenso hacia la parte O, lo que indica un aumento de la deformación en ese sentido. Se considera que pueden haber sido generados por un cizallamiento dúctil subhorizontal a gran escala (Marcos, 1973; Colchen, 1974; Pérez Estaún, 1978; Pulgar, 1980; Martínez Catalán et al., 1992b).

Los principales pliegues de esta fase son el Sinclinal de Caurel-Peñalba, el Anticlinal de Sarria, y el Sinclinal de Pardamaza (Fig. 12), los dos primeros en el Dominio del Manto de Mondoñedo, y el tercero en el del Navia-Alto Sil (ver división en dominios en la introducción de la estratigrafía del Precámbrico y Paleozoico).

Durante esta fase se desarrolla una foliación S1, que varía con el grado de metamorfismo regional, de modo que para las pizarras pasa del clivaje pizarroso grosero en la anquizona, al clivaje pizarroso en la zona de la clorita, y a la schistosity en la de la biotita. En las cuarcitas no pasa de una foliación grosera en las zonas con mayor metamorfismo (Bastida et al., 1990).

Segunda fase de deformación (D2) La fase D2 da lugar a cabalgamientos con zonas de cizalla dúctil asociadas. La deformación presenta una distribución irregular, concentrándose en bandas en la base de los cabalgamientos; en estas bandas se desarrollan pliegues asimétricos, de tamaño pequeño y ejes curvados, que llevan asociada una foliación S2 de tipo crenulación, schistosity o foliaciones miloníticas. La estructura más destacable es el Manto de Mondoñedo, con una zona de cizalla en su base de 3 km de espesor, y unos 40 km de desplazamiento sobre el Dominio del Navia-Alto Sil, que constituye su autóctono relativo. Se interpreta la fase D2 como una continuación de la cizalla iniciada en la fase anterior, pero ahora más localizada, lo que favorece el desarrollo de cabalgamientos (Marcos, 1973; Pérez Estaún, 1978; Pulgar, 1980; Martínez Catalán et al., 1992b).

Tercera fase de deformación (D3) Durante la fase D3 se forman grandes pliegues abiertos, de plano axial subvertical o vergente al sur, y ejes prácticamente homoaxiales con los de primera fase, que además parecen controlar su distribución y desarrollo. Las principales estructuras formadas en esta fase son los Antiformes de Manzanal y del Narcea, y el Sinforme de Vega de Espinareda (Marcos, 1973; Pérez Estaún, 1978; Pulgar, 1980; Martínez Catalán et al., 1992b).


En relación con estos pliegues se desarrolla una foliación S3, que puede ser del tipo clivaje grosero o clivaje de crenulación. Esta foliación se desarrolla preferentemente en los flancos subhorizontales de los pliegues de fase D 1, produciendo en los otros flancos una verticalización de la foliación S 1 (Bastida et al., 1990; Martínez Catalán et al., 1992b).

Estructuras tardías Las principales estructuras posteriores a la fase D3 son fallas longitudinales y pliegues y fallas radiales. Entre las primeras destacan la Falla del Morredero, descrita al principio de este capítulo, y la de Ancares; el salto normal de estas fallas indica una fase de relajación tectónica, que se manifiesta también en probables rejuegos de cabalgamientos previos como fallas normales. Los pliegues radiales son estructuras de gran radio que siguen una dirección NNE-SSO, transversa a las estructuras anteriores. Las fallas radiales son subverticales, de escaso desplazamiento y posible movimiento de desgarre. Tanto estas fallas como los pliegues radiales son posteriores a las fallas longitudinales. Acompañando a todas estas estructuras se desarrollan, con carácter local, kink-bands, crenulaciones, diaclasas y fallas menores. Además, se producen rejuegos de cabalgamientos y fallas inversas que, en ocasiones, condicionan la formación de cuencas estefanienses, como es el caso de las fallas de Lebaniego y Villablino (Pérez Estaún, 1978; Martínez Catalán et al., 1992b; Suárez et al., 1994).

Metamorfismo El metamorfismo es de tipo Barroviense con presión intermedia, a l que se le superpone un episodio de baja presión, llegando al clímax en la interfase D 1-D2 o durante la fase D2. A continuación tiene lugar una etapa de retrometamorfismo, tras la cual se produce la fase de deformación D3. En general es de mayor grado hacia el oeste, coincidiendo con el gradiente de deformación, aunque en Castilla y León tiene escaso desarrollo, alcanzando sólo la zona de la biotita en algunas bandas paralelas a las estructuras en el Dominio del Navia-Alto Sil (Pulgar, 1980; Martínez Catalán et al., 1992b). En la Sierra de La Demanda, Colchen (1974) describe una nueva etapa de metamorfismo epizonal, desarrollada durante la tercera fase de deformación.

ZONA CANTÁBRICA

Desde el punto de vista estructural, la Zona Cantábrica está compuesta por una serie de grandes unidades alóctonas, que se emplazan sucesivamente hacia el interior del Arco Astúrico. En orden de emplazamiento, estas unidades son (Julivert, 1971):

- Unidad de Somiedo-Correcillas

- Unidad de La Sobia-Bodón

- Cuenca Carbonífera Central

- Unidad del Ponga

- Unidad de Picos de Europa

Orogenia Alpina 127

- Unidad del Pisuerga-Carrión

La primera está enraizada en los cabalgamientos del Antiforme del Narcea, y la última, situada en el núcleo del Arco, constituye el autóctono relativo de varias de las otras unidades que se disponen en torno a ella (Fig. 13).

La estructura interna es diferente en cada unidad, si bien, todas ellas se caracterizan por una deformación en condiciones corticales superficiales, con desarrollo de cabalgamientos, pliegues y fallas, y sólo con carácter muy local, clivajes y metamorfismo (Alonso et al., 1992).

Cabalgamientos Son las principales estructuras que se reconocen. Presentan en general una geometría en escalera con rampas y rellanos, que determina el desarrollo de distintos tipos de pliegues, de los que se tratará más adelante. El nivel de despegue se sitúa normalmente en las calizas cámbricas de la Fm. Láncara (unidad 6), aunque en algunos casos puede presentarse a otros niveles de la sucesión estratigráfica. El desarrollo de cabalgamientos da lugar a la formación de mantos de corrimiento, sistemas imbricados de escamas y duplexes, con diferente distribución en cada una de las grandes unidades (Pérez Estaún et al., 1988).

Así, las Unidades de Somiedo-Correcillas, La Sobia-Bodón, Ponga y frente de la Cuenca Carbonífera Central están constituidas por un número variable de mantos de corrimiento, más abundantes en las dos últimas unidades (Bastida et al., 1984; Alvarez Marrón y Pérez Estaún, 1988; Alonso et al., 1989), mientras que la Unidad de Picos de Europa está formada por un sistema imbricado de gran número de escamas (Farias, 1982; Marquínez, 1989) (Fig. 14). En relación con el avance de esta unidad, y con las del Ponga y Cuenca Carbonífera Central, se desarrollan distintas generaciones de mantos en la Unidad del Pisuerga-Carrión (Rodríguez Fernández y Heredia, 1987; Rodríguez Fernández, 1991).

Los duplexes aparecen de forma más local, bien en la base de mantos previamente formados, como ocurre por ejemplo en la Región del Esla-Valsurvio, o por delante de ellos, como es el caso del frente de la Unidad del Ponga (Alonso, 1987; Suárez et al., 1996).

La secuencia de emplazamiento de los mantos es de tipo forward, de modo que los cabalgamientos van apareciendo sucesivamente en posiciones cada vez más adelantadas según el sentido de avance de los mismos. La traslación de los mantos se produce hacia el interior del Arco Astúrico, transportando de forma pasiva los mantos anteriores ya emplazados, y originando por delante del frente de avance una cuña clástica sinorogénica (ver unidades 14 a 17). Este esquema se complica con el desarrollo de cabalgamientos fuera de secuencia, relacionados en muchos casos con variaciones en la dirección de transporte de las distintas unidades (Alonso, 1985; Alvarez Marrón y Pérez Estaún, 1988).

Pliegues Los pliegues se clasifican en longitudinales o arqueados, y transversales o radiales, según sea su posición paralela o normal al Arco Astúrico (Julivert, 1971). El desarrollo de los pliegues está estrechamente ligado a la geometría de las


superficies de cabalgamiento. Los del sistema longitudinal se forman en relación con rampas o culminaciones frontales, y se hallan ampliamente repartidos por todas las unidades, excepto en la de Picos de Europa donde están poco desarrollados. Los del sistema radial están relacionados con estructuras laterales de los mantos, y se concentran principalmente en el núcleo del Arco (Bastida y Castro, 1988; Pérez Estaún et al., 1988; Alvarez Marrón, 1995).

Los pliegues de ambos sistemas sufren apretamientos posteriores, y pueden ser amplificados y propagados como consecuencia del emplazamiento de nuevas unidades. Esto es lo que ocurre en la Cuenca Carbonífera Central, donde los pliegues de dirección E-O asociados a rampas laterales de la Unidad del Ponga, son amplificados y propagados hacia el oeste por un acortamiento N-S posterior (Aller, 1986; Aller y Gallastegui, 1995). En la Unidad del Pisuerga-Carrión, el emplazamiento de las Unidades del Ponga y Picos de Europa provoca el desarro llo de pliegues subverticales, o vergentes según la dirección de avance de los mantos (Suárez et al., 1994).

Fallas Destacan por su largo trazado las Fallas de León y de Sabero-Gordón, con dirección E-O, la Falla del Porma (NE-SO), y la Falla de Ventaniella (NO-SE). Las tres primeras tienen una historia paralela al desarrollo de los mantos, jugando primero como desgarres laterales a los cabalgamientos, y después como fallas inversas relacionadas con el emplazamiento de nuevos mantos. Las del sistema E-O intervienen además en la formación de las cuencas estefanienses. La Falla de Ventaniella es un gran desgarre posthercínico, que atraviesa toda la Zona Cantábrica, cortando los cabalgamientos y estructuras asociadas anteriores (Pérez Estaún et al., 1988; Alonso et al., 1992).

Foliaciones y metamorfismo Aparte del área del Antiforme del Narcea, comentada en el capítulo de la Zona Asturoccidental-Leonesa, las foliaciones y el metamorfismo se desarrollan de forma local en otras dos áreas de la Zona Cantábrica: el sur de la Cuenca Carbonífera Central, y la Unidad del Pisuerga-Carrión. En ambas el metamorfismo varía entre la anquizona y la epizona, y va acompañado de una o dos foliaciones de tipo clivaje grosero a pizarroso-grosero (Aller et al., 1987; Suárez et al., 1994).

Secuencia de emplazamiento Las grandes unidades alóctononas se emplazaron siguiendo una secuencia de tipo forward, similar a la descrita en el apartado de cabalgamientos. A lo largo de esta secuencia, la dirección de transporte va variando de una unidad a otra, de forma que el conjunto presenta al final un aspecto similar al de un iris fotográfico. El periodo de emplazamiento de dichas unidades, calculado según la edad de las secuencias sinorogénicas cabalgadas y de los primeros materiales que fosilizan las estructuras, muestra los sucesivos desplazamientos del frente activo siguiendo un sentido horario (Pérez Estaún et al., 1988) (Fig. 13).

Orogenia Alpina 129

Así, las primeras estructuras aparecen en la parte suroriental de la Zona Cantábrica, y están representadas por los Mantos Palentinos y el apilamiento antiformal de escamas del Domo de Valsurvio. Los primeros, después de un emplazamiento inicial hacia el N o NE, fueron reactivados como estructuras de gravedad, debido al desarrollo por debajo de los mismos del apilamiento antiformal del Domo. Estas estructuras están fosilizadas por secuencias sedimentarias de edad Westfaliense A sup.-B, en cuya base se sitúa la Discordancia Palentina (Rodríguez Fernández y Heredia, 1988).

Los siguientes movimientos corresponden a los mantos superiores de la Región del Esla, al oeste de la zona anterior, que se emplazan igualmente sobre la Unidad del Pisuerga-Carrión; en relación con este movimiento se produce el juego horizontal de la Falla del Porma. El resto de la Unidad de Somiedo-Correcillas, más al oeste, se emplaza sobre la de La Sobia-Bodón, y ésta sobre la Cuenca Carbonífera Central. Todos estos mantos se desplazan con dirección NE, y su periodo de emplazamiento abarca desde el Westfaliense A-B hasta el Westfaliense D sup, cuando son fosilizados por la Discordancia Leónica (Alonso, 1987; Suárez et al., 1994).

A continuación, se desarrollan los mantos de la Cuenca Carbonífera Central y de la Unidad del Ponga, de forma que la primera unidad se emplaza sobre la segunda, y ambas sobre la Unidad del Pisuerga-Carrión, acumulando un desplazamiento total de unos 90-100 km. Durante su emplazamiento se produce un cambio en la dirección general de traslación, de forma que los primeros mantos avanzan hacia el NE, y los últimos hacia el E. Asociadas al movimiento de estas unidades se forman las Fallas de León y Sabero-Gordón, con movimientos horizontales. La Falla del Porma se reactiva, jugando ahora como falla inversa, a la vez que se forma el Dúplex de Pardaminos en la Región del Esla; con esta última estructura, el desplazamiento acumulado en dicha región alcanza los 90 km. El emplazamiento de las dos grandes unidades abarca desde el Westfaliense D sup. -Cantabriense inf. hasta el Estefaniense B (Discordancia Astúrica) (Alonso, 1987; Pérez Estaún et al., 1988; Suárez et al., 1994).

A partir del Estefaniense B se inicia una rotación de todas las unidades anteriores, relacionada con un acortamiento N-S que afecta al conjunto de la Zona Cantábrica, y que supone el cierre definitivo del Arco Astúrico. Como resultado de dicho acortamiento, se produce el emplazamiento hacia el sur de la Unidad de Picos de Europa sobre la del Pisuerga-Carrión, con un desplazamiento acumulado de unos 60 km. En las demás unidades se produce una reorientación y vertica lización de las estructuras asociadas a los mantos, desarrollo de cabalgamientos fuera de secuencia, amplificación y propagación de pliegues, y reactivación de fallas laterales, como la de León, que ahora funcionan como fallas inversas. Esta deformación es contemporánea con la aparición local de gradientes metamórficos y foliaciones, y con la formación de las cuencas estefanienses. El final del acortamiento está marcado por el depósito de materiales pérmicos discordantes (Pérez Estaún et al., 1988; Suárez et al., 1994).

OROGENIA ALPINA

Durante el Terciario, el movimiento relativo de las placas Ibérica, Europea y Africana va a originar dos cadenas de colisión: los Pirineos y la Cordillera Bética.


En relación con estos orógenos se genera un campo de esfuerzos en el interior de la

Orogenia Alpina 131

placa Ibérica, que va a provocar la inversión estructural de las cuencas sedimentarias mesozoicas (por reactivación de estructuras previas de manera contraria a la que se originaron), y el levantamiento de importantes sectores del basamento hercínico. De acuerdo con estos procesos, se forman en Castilla y León las Cordilleras Cantábrica e Ibérica, y el Sistema Central.

Las dos primeras se relacionan con la convergencia de las placas Ibérica y Europea, y por tanto con la formación de los Pirineos y la subducción incipiente en el margen cantábrico. El Sistema Central está relacionado además con el desarrollo del orógeno Bético. Los tres sistemas montañosos delimitan por el norte, este y sur la Cuenca Terciaria del Duero, depresión estructural rellena con sedimentos sin y postorogénicos procedentes de la erosión y desmantelamiento de los relieves circundantes. CORDILLERA CANTABRICA

El levantamiento de la Cordillera Cantábrica está en relación con el despegue y desplazamiento hacia el sur de un bloque formado por materiales del basamento y su cobertera mesozoica (Alonso et al., 1996). El movimiento se encuentra acomodado por el desarrollo de estructuras alpinas en el bloque despegado, y por la deformación de la cobertera mesozoico-terciaria al frente del mismo. En el bloque despegado, la deformación alpina está condicionada por la estructura previa de los materiales afectados, lo que permite diferenciar dos sectores:

Cuenca Vasco-Cantábrica

Macizo Asturiano

En la primera, la compresión alpina produce la inversión estructural de las estructuras extensionales de la cuenca configurada durante la etapa de rift del Jurásico sup.-Cretácico inf. En el Macizo Asturiano, donde la cobertera es mucho más delgada, el bloque elevado está constituido mayoritariamente por materiales del basamento hercínico, y su estructura alpina está condicionada por el rejuego de las estructuras hercínicas previas.

La compresión alpina comienza en el Priaboniense (Eoceno sup.), y finaliza en el Ageniense, en torno al límite Oligoceno-Mioceno (Hernaiz et al., 1994; Espina et al., 1996a).

Cuenca Vasco-Cantábrica El desarrollo de las estructuras compresionales alpinas de la Cuenca Vasco-Cantábrica, está condicionado en gran medida por la estructuración final de la cuenca al término del periodo de extensión mesozoica.

En este periodo extensional se distinguen dos etapas de rift (Pérmico-Triásico y Jurásico sup.-Cretácico inf.) y dos de subsidencia térmica (Jurásico y Cretácico sup.). Durante las etapas de rift la cuenca se compartimenta mediante fallas lístricas y fracturas hercínicas reactivadas, con direcciones E-O, NO-SE y NE-SO principalmente, que se unen a un despegue situado en el basamento a 12-14 km de profundidad; este despegue supuso una extensión total de 7,5 km. En la segunda etapa de rift se producen además movilizaciones parciales de los depósitos de la facies Keuper. Las etapas de subsidencia térmica representan periodos de tranquilidad tectónica, con depósito de sucesiones principalmente marinas (Hernaiz et al., 1994; Serrano et al., 1994; Espina, 1996).

132 Orogenia Alpina

Durante la compresión alpina se produce la inversión estructural de la cuenca, de forma que las fallas normales rejuegan como inversas, a veces con cierto componente de desgarre, y el antiguo despegue extensional se reactiva como superficie de cabalgamiento; el acortamiento acumulado durante esta inversión es de unos 20 km (Espina, 1996) (Fig. 15). Hernaiz et al. (1994) proponen un modelo diferente, con un despegue en el Keuper que moviliza una lámina de materiales de cobertera (no involucra al basamento), e importantes juegos de desgarre al final de la compresión.

En Castilla y León, la deformación alpina aparece concentrada en una banda en el frente sur de la Cordillera Cantábrica, que ha recibido el nombre de Banda Plegada de Ubierna, o simplemente Banda Plegada. Al norte está limitada por la Falla de Ubierna, constituida en realidad por un cortejo de fallas inversas con mayor o menor componente de desgarre; en su extremo sureste, la banda está curvada hacia el norte, formando el Arco de Rojas-Sta. Casilda (Espina, 1994; Malagón et al., 1994). En el interior de la banda, la estructura consiste en un tren de pliegues tipo buckling con fallas inversas asociadas, que afecta al basamento hercínico, cobertera mesozoica y depósitos terciarios sinorogénicos (Espina et al., 1996b).

Al norte de la Banda Plegada la deformación alpina da lugar a pliegues de gran radio, de traza E-O y ejes inclinados unos 15º hacia el E. Estas estructuras están afectadas por fallas inversas de direcciones E-O y NO-SE principalmente. Se produce además una removilización de los depósitos salinos de la facies Keuper, generando en algunos casos morfologías diapíricas (ejemplo: diapiro de Poza de la Sal) (Espina, 1994; Serrano et al., 1994).

Macizo Asturiano Al oeste de la Cuenca Vasco-Cantábrica, la compresión alpina provoca el despegue y levantamiento del basamento hercínico. El despegue se realiza a través de una superficie de cabalgamiento con una rampa inclinada unos 15º al norte. Sobre esta superficie, el bloque de basamento que constituye el Macizo Asturiano se desplaza unos 25 km hacia el sur, adoptando finalmente una morfología monoclinal (Aller, 1994; Alonso et al., 1996; Pulgar et al., 1996) (Fig. 15).

Durante el desplazamiento el Macizo Asturiano se acorta mediante el desarrollo de fallas inversas y cabalgamientos, a menudo por reactivación de estructuras hercínicas (ej. Falla de Sabero-Gordón) o por inversión de fallas normales mesozoicas; estas estructuras enlazan en la parte oriental con las de la Cuenca Vasco-Cantábrica. También se producen reapretamientos de pliegues, y verticalización o incluso cambio de vergencia en los cabalgamientos hercínicos, como ocurre en la rama S del Antiforme del Narcea o en el flanco S del Domo de Valsurvio. Las estructuras alpinas se prolongan hacia el oeste, atenuándose progresivamente, hasta la depresión de El Bierzo (Suárez et al., 1994; Marín et al., 1995; Alonso et al., 1996).

El cabalgamiento no llega a aflorar. En algunos casos desarrolla en su terminación frontal pliegues de propagación de falla, con verticalización o incluso inversión del flanco S, y desarrollo de fallas inversas, involucrando tanto al basamento como a la cobertera. Así es, por ejemplo, la estructura alpina del Domo de Valsurvio. En otr os casos, como pasa en los alrededores de Boñar, se forman retrocabalgamientos y pliegues más amplios en la cobertera del antepaís, que también pueden afectar a

Orogenia Alpina 133

las sucesiones paleozoicas infrayacentes (Marín et al., 1995; Alonso et al., 1996; Pulgar et al., 1996).

CORDILLERA IBERICA

La Cordillera Ibérica comprende una serie de sectores geográfico-geológicos, de los cuales tres están presentes en Castilla y León:

Cameros-Demanda

Rama Aragonesa

Rama Castellana

El primero comprende la Cuenca de Cameros, desarrollada durante la etapa de rift del Jurásico sup.-Cretácico inf., y el macizo paleozoico de La Demanda. En este sector, la compresión alpina produce la inversión tectónica de la cuenca y el levantamiento del macizo paleozoico mediante superficies de cabalgamiento. En las Ramas Aragonesa y Castellana, con unas directrices estructurales NO-SE, el tipo de deformación es diferente, y cobran más importancia los movimientos de desgarre de algunas fallas. En algunas zonas de la Cordillera Ibérica se desarrolla además una esquistosidad y un metamorfismo, probablemente relacionados entre sí y previos a la compresión alpina.

La edad de las deformaciones compresivas y de desgarre es Oligoceno-Mioceno inf., si bien en algunas zonas, se prolonga hasta el Aragoniense (Mioceno medio) (Guimerá y Alvaro, 1990; De Vicente et al., 1994; Guimerá et al., 1995).

Cameros-Demanda Durante la compresión alpina se produce la inversión de la Cuenca mesozoica de Cameros. De modo parecido a como ocurría en la Cuenca Vasco-Cantábrica, la deformación se concentra en los bordes de la cuenca, desarrollando cabalgamientos frontales al norte y al sur, e involucra un sector contiguo del basamento, que actualmente constituye la Sierra de Cameros (Guimerá et al., 1995; Rivero et al., 1996).

La estructura alpina de la Cuenca de Cameros está determinada por la estructura extensional previa, y por la dirección de los esfuerzos compresivos. Así, bajo un campo de esfuerzos casi N-S (N10ºE), las antiguas fallas normales E-O rejuegan como inversas, y las de dirección NO-SE pasan a funcionar como desgarres con cierto componente inverso. En el frente N de la cuenca, ya fuera de la Comunidad, se desarrolla un cabalgamiento con base en el Keuper, que desplaza la secuencia mesozoica unos 25 o 30 km hacia el N, por encima de la Cuenca terciaria del Ebro (Fig. 16). En el borde S, coincidiendo con el límite meridional de la cuenca en el Jurásico sup.-Cretácico inf., se forma un sistema de cabalgamientos imbricados con pliegues de propagación asociados, que superponen en unos 5 km el Mesozoico sobre las cuencas terciarias del Duero y Almazán. En el área situada entre los dos cabalgamientos frontales la deformación es menor, con desarrollo de pliegues de dirección ONO-ESE y fallas inversas (Mas et al., 1993; Casas et al., 1995; Guimerá et al., 1995).

Al NO de la Cuenca de Cameros, la deformación alpina produce el levantamiento del macizo paleozoico de La Demanda. Este sector presenta una estructura

134 Orogenia Alpina

antiformal de dirección E-O, limitada en su flanco N por el cabalgamiento basal de La Demanda, y dividida en dos por el Sinclinal de Villavelayo. El cabalgamiento basal constituye la prolongación hacia el oeste del cabalgamiento frontal del N de Cameros, y superpone el Paleozoico de La Demanda sobre una delgada escama de Mesozoico, que a su vez se superpone sobre el Terciario del Corredor de La Bureba (Fig. 16). El Sinclinal de Villavelayo, en cuyo núcleo afloran materiales mesozoicos, está asociado a un cabalgamiento similar al anterior, y separa las sierras de La Demanda al norte, y de Neila al sur. Los materiales paleozoicos presentan pliegues alpinos de propagación de falla o reactivación de pliegues previos, que muestran la dependencia de la estructuración alpina respecto de la hercínica (Guimerá y Alvaro, 1990; Liesa Carrera y Casas Sáinz, 1994; Casas et al., 1995).

Ramas Aragonesa y Castellana La Rama Aragonesa constituye un anticlinorio de dirección NO-SE, en cuyo núcleo afloran materiales paleozoicos. Esta estructura está asociada a un sistema de fallas también NO-SE, de juego inverso-dextro, que fueron en origen desgarres tardihercínicos. En la Rama Castellana se distinguen una serie de pliegues y fallas de direcciones NO-SE, y N60ºE a E-O. Esta última dirección se reconoce asimismo en los pliegues de los enclaves de Mesozoico presentes en la Cuenca de Almazán. La mayoría de estas estructuras son debidas a un campo de esfuerzos N-S a NNE-SSO, si bien, algunas de ellas indican otras direcciones de compresión, relacionadas en el caso de la Rama Castellana con la elevación del Sistema Central (De Vicente et al., 1994; Maestro González y Casas Sáinz, 1995; Marqués et al., 1996).

Esquistosidad y metamorfismo En la Cuenca de Cameros, y en la parte de la Rama Aragonesa que aflora en Castilla y León, se desarrolla una esquistosidad de plano axial, que varía de grosera a pizarrosa según los materiales afectados (Casquet et al., 1992; Gil Imaz y Pocoví, 1994; Marqués et al., 1996). En probable relación con esta esquistosidad aparece un metamorfismo de grado muy bajo, que ha sido datado como Albiense (Guiraud y Seguret, 1985; Mas et al., 1993, Casas et al., 1995; Guimerá et al., 1995).

SISTEMA CENTRAL

El Sistema Central es una cordillera intracratónica de dirección NE-SO, que separa las cuencas terciarias del Duero y del Tajo. Desde un punto de vista geográfico está integrada por una serie de sierras: Ayllón, Somosierra, Guadarrama, Gredos y Gata, que se extienden por el sur de las provincias de Segovia, Ávila y Salamanca. Geológicamente constituye un gran bloque de basamento hercínico levantado durante la compresión alpina, que incorpora en la parte más oriental una delgada cobertera mesozoica.

Orogenia Alpina 135

Se han establecido diferentes modelos tectónicos para explicar el origen del Sistema Central (Ubanell, 1994). El más reciente, propuesto por De Vicente et al. (1992), es el que se va explicar a continuación.

De acuerdo con estos últimos autores, la estructura del Sistema Central está determinada por un conjunto de fallas inversas y de desgarre. Las primeras siguen una dirección general paralela al eje de la cadena, aproximadamente N60º, y superponen el basamento hercínico y la cobertera mesozoica sobre el Terciario de la Cuenca del Duero; asociados a estas fallas se forman pliegues de propagación en el bloque elevado. Las fallas de desgarre se agrupan en dos grandes familias conjugadas: N130-140ºE dextras y N10-20ºE senestras; ejemplos de ambas familias son las Fallas de Somolinos y Herradón, respectivamente. Casi todas estas fallas se explican con un acortamiento de dirección N155º (De Vicente et al., 1992; De Vicente et al., 1994; Gómez Ortíz y Babín Vich, 1996).

Capote et al. (1990) y De Vicente et al. (1994) consideran que la deformación ocurrió en una serie de etapas o fases, entre las cuales, la etapa Guadarrama sería la responsable de la estructura principal del Sistema Central. Durante esta etapa se desarrolla, en el frente septentrional, un sistema de fallas inversas y cabalgamientos imbricados vergentes al NO, y en la parte central y borde meridional, un conjunto de bloques elevados y hundidos (ej. Cuenca de Amblés) limitados por fallas; en profundidad, estas estructuras se unen en uno o dos despegues situados en la corteza superior (De Vicente et al., 1994). El acortamiento horizontal queda compensado lateralmente por los desgarres antes citados, de modo que la Rama Castellana actuaría como una estructura direccional dextra (De Vicente, op. cit.; Bergamín et al., 1996).

La edad de la fase Guadarrama es Aragoniense (Mioceno medio), posterior, por tanto, a la formación de las estructuras alpinas de las cordilleras Cantábrica e Ibérica (Capote et al., 1990).

136 Anexo

Anexo

RELACION DE LAS PRINCIPALES FORMACIONES INCLUIDAS EN LAS

UNIDADES DE LA COLUMNA ESTRATIGRAFICA.

PRECAMBRICO Y PALEOZOICO

1. Unidad inf., Serie Villalba y Fm. Mora: pizarras y areniscas.

Zona Centroibérica (ZCI): Unidad Inferior Hurdes-Sierra de Gata.


(ZAOL): Serie Villalba y Fm. Mora o Pizarras del Narcea.

Zona Cantábrica (ZC): Fm. Mora o Pizarras del Narcea.

2. Fm. Monterrubio: pizarras y conglomerados.

Zona Centroibérica (ZCI): Fm. Monterrubio, Pizarras y esquistos de Mirueña y Capas del Río Almar.

3. Fms. Aldeatejada, Areniscas de Tamames, G. Cándana y Fm. Herrería: areniscas, pizarras y

conglomerados.

Zona Centroibérica (ZCI): Fms. Aldeatejada y Areniscas de Tamames.


(ZAOL): Grupo Cándana, Conglomerado de Anguiano, Arenisca del Puntón, Metareniscas de Barbadillo, Pizarras de Riocabado-S. Antón, Cuarcitas de Bámbola, Capas de Embid y Capas abigarradas del Jalón.

Zona Cantábrica (ZC): Fm. Herrería.

4. Complejo Esquisto-Grauváquico indiferenciado.

Zona Centroibérica (ZCI): Complejo Esquisto-Grauváquico, series metasedimentarias (Fms. Cardeñosa y Angón), Serie de Porto, Esquistos de Villalcampo, Metasedimentos (El Cardoso, La Cañada -Bruitago y Miranda do Douro) y Capas de Santa María y Mediana.

5. Gneises tipo Ollo de Sapo.

Zona Centroibérica (ZCI):- Fms Ollo de Sapo, Hiendelaencina y Gneis de Riaza (El Cardoso-La Cañada).

6. Fms Calizas de Tamames, Vegadeo y Láncara: calizas y dolomías.

Zona Centroibérica (ZCI): Fms. Calizas de Tamames, Pizarras de Endrinal y Dolomías de Bécares.


(ZAOL): Fms Vegadeo, Mansilla, S. Antón y Ribota.

Zona Cantábrica (ZC): Fm. Láncara.

7. Serie de Los Cabos y equivalentes Fms. Oville y Barrios: cuarcitas, areniscas y pizarras.

Zona Centroibérica (ZCI): Fms. Puebla, Santa Eufemia y Cabeza


(ZAOL): Series de los Cabos,

Zona Cantábrica (ZC): Fms. Oville, Barrios, Luarca, Getino y

Anexo 137

de las Viñas, Capas de los Montes, de Domingo García, de Cerezal, de Voltoya e intermedias, Series Roja Basal y Púrpura.

Ibérica y de la Demanda, Capas de Riotorto, de Villamea, de Río Eo y de Murero, Pizarras de Azarulla, del río Gatón y de Najerilla; Metareniscas de Viniegra, Cuarcita Armoricana, Serie de Transición y Fms. Ribota, Huérmeda, Borrachón, Balconchán, Almunia y Santed.

Viodo (las 3 últimas corresponden a las unidades 9 y 10, pero se incluyen en está al no estar diferenciadas en la cartografía básica utilizada).

8. Cuarcita Armoricana.

Zona Centroibérica (ZCI): Fms. Alto Rey, Peña Gorda, Golpejas y Culebra, Serie de transición, Cuarcita Armoricana, sup. De Ricobayo, de Pielgo y de Cantadores.

9. Fms Luarca, Agüeira y equivalentes: pizarras y areniscas.

Zona Centroibérica (ZCI): Fms. Luarca, Agüeira, Casaio, Rozadais, Losadilla, S. Pedro de las Herrerias, S. Pedro de Riofrío, Campillo, Latedo, Rodada y Villarmayor.

Zona Asturoccidental-Leonesa (ZAOL): Pizarras de Luarca, Agüeira y Cuarcita de Vega.

10. Fm. Calizas de La Aquiana.

Zona Asturoccidental-Leonesa (ZAOL): Fm. Calizas de La Aquiana.

11. Silúrico: pizarras y areniscas.

Zona Centroibérica (ZCI): Fms. Santibañez, Cañamares, Alcolea, Manzanal del Barco, Llagarinos, S. Vicente, Alba, Almendra y Capas de Salas.


(ZAOL): Ampelitas silúricas y Pizarras de Llagarinos.

Zona Cantábrica (ZC): Fms. Formigoso, San Pedro, Carazo y Arroyacas.

12. Devónico: pizarras, calizas y areniscas.

Zona Centroibérica (ZCI): Fm. S. Vitero.


(ZAOL): Sucesión Devónica.

Zona Cantábrica (ZC): Grupo La Vid y Fms. Compuerto, Sta. Lucia, Otero, Huergas, Hornalejo, Portilla, Valcobero, Nocedo, Fueyo, Ermita, Camporredondo, Lebanza, Polentinos, Abadía, Gustalapiedra, Cardaño, Murcia y Vidrieros.

13. Series carbonatadas carboníferas.

Zona Cantábrica (ZC): Fms. Baleas, Vegamian, Alba o Genicera, Caliza de Montaña (Barcaliente y Valdeteja), Picos de Europa y tramos calcáreos de los grupos y fms. de la unidad 14 (calizas de Escalada, Panda, Pando, Vegacerneja, Yordas, Bachende, Ciguera, etc.).

14. Series terrígenas namurienses y wesfalienses: lutitas, areniscas, conglomerados y calizas.

Zona Cantábrica (ZC): Fms. Cuevas, Olleros, S. Emiliano, Ricacabiello, Beleño, Cervera, Perapertú,

138 Anexo

Pandetrave, Curavacas, Lechada y Vañes; Grupos Lena (Fms. Fresnedo y Lois -Ciguera), Prioro y Pando.

15. Wesfaliense productivo (Sucesión carbonífera de la Demanda, G. Sama y Fm. Vergaño):

areniscas, lutitas, conglomerados y capas de carbón.

Zona Asturoccidental-Leonesa (ZAOL): Sucesión carbonífera de la Demanda.

Zona Cantábrica (ZC): Grupo Sama y Fm. Vergaño.

16. Cuencas cantabrienses y estefanienses (improductivo): lutitas, areniscas, conglomerados y

olistolitos.

Grupos Maraña, Pontón, Valdeón, Brañas, Coriscao, Remoña y Lebeña.

17. Cuencas cantabrienses y estefanienses (productivo): lutitas, areniscas, conglomerados y capas

de carbón.

Cuencas del Bierzo, Villablino, Teverga, La Magdalena, Ciñera-Matallana, Canseco-Rucayo-Reyero-Salamón, Sabero (Grupo Sabero), Prado-Guardo-Cervera (Grupos Conjas y Cea) y La Pernía-Barruelo (Fms. Ojosa, Verdeña, S. Salvador, Brañosera, Barruelo y Peña Cildá).

18. Pérmico: lutitas, areniscas y conglomerados.

Cordillera Ibérica (CI): Pérmico.

MESOZOICO

19. Facies Buntsandstein: conglomerados, areniscas y lutitas.

Región Vasco-Cantábrica (RVC): Facies Buntsandstein.

Cordillera Ibérica (CI): Fms. Araviana y Tierga.

20. Facies Muschelkalk: dolomías y margas.

Cordillera Ibérica (CI): Fm. Tramacastilla, Capas de Royuela y Facies Muschelkalk.

21. Facies Keuper: arcillas rojas con niveles de areniscas y yesos.

Región Vasco-Cantábrica (RVC): Facies Keuper Cordillera Ibérica (CI): Facies Keuper.

22. Serie carbonatada jurásica (tramo inferior): calizas, dolomías, margas y carniolas.

Región Vasco-Cantábrica (RVC): Serie carbonatada jurásica (tramo inferior).

Cordillera Ibérica (CI): Fms. Imón y Cortes de Tajuña (constituyen el Grupo Renales), Cuevas Labradas, Cerro del Pez, Turmiel y Barahona (las tres últimas constituyen el Grupo Ablanquejo).

23. Serie carbonatada jurásica (tramo superior): calizas y margas.

Región Vasco-Cantábrica (RVC): Serie Cordillera Ibérica (CI): Fms. Chelva o Soria, Pozalmuro, Aldealpozo, Torrecilla, Higueruelas y

Anexo 139

carbonatada jurásica (tramo superior). Capa de Arroyofrío.

24. Facies Purbeck: calizas, lutitas, areniscas y conglomerados.

Región Vasco Cantábrica (RVC): Fm. Aguilar, Grupo Cabuérniga (Fms. Aroco y Loma Somera) y Fm. Arcera.

25. Facies Weald: areniscas y lutitas.

Región Vasco Cantábrica (RVC): Grupo Pas (Fms. Bárcena Mayor y Vega de Pas), Fms. Pino de Bureba y La Lastra.

26 y 27. Grupos Tera y Oncala: conglomerados, areniscas, lutitas (26) y calizas (27).

Cordillera Ibérica (CI): Grupos Tera y Oncala.

28. Serie marina urgoniana y equivalentes continentales (areniscas, conglomerados, calizas y lutitas)

Región Vasco Cantábrica (RVC): Fms. Cilleruelo de Bezana, las Rozas, de Quintanilla de An, la Canal, las Machorras, Busnela y Nograro

Cordillera Ibérica (CI): Grupos Urbión y Enciso

29. Fm. Arenas de Utrillas.

Borde Sur de la

Cordillera Cantábrica

(BSCC): Fms. Utrillas y Voznuevo.


(RVC): Fms. Utrillas y Valmaseda.

Cordillera Ibérica (CI): Fm. Utrillas

Borde Norte del

Sistema Central

(BNSC): Fm. Carabias.

30. Serie carbonatada del Cretácico sup. (tramo inferior): calizas, margas y calcarenitas.

Borde Sur de la


(BSCC): Fms. Villaescusa y Nidaguila.

Región Vasco-

Cantábrica (RVC): Fms. Dosante, Puentedey, Hornillalatorre, Revilla de Pomar, Cueva, Villaescusa de las Torres y Nidáguila.

Cordillera Ibérica (CI): Fms. Sta. María de Las Hoyas, Nuévalos, Moral de Hormuez, Arceniega, Cabrejas del Pinar, Sta. Cruz del Tozo, Picofrentes, Monterde, Muñecas, Jaraba, Hortezuelos, Caballar y Pantano de la Tranquera.

Borde Norte del

Sistema Central

(BNSC): Fm. Castro de Fuentidueña.

31. Fm. Arenas y arcillas de Segovia

Borde Norte del Sistema Central (BNSC): Fm. Segovia.

32. Serie carbonatada del Cretácico sup. (tramo superior): calizas, margas, calcarenitas, dolomías y

arenas.

Borde Sur de la


(BSCC): Fms. Boñar,

Región Vasco-

Cantábrica (RVC): Fms. Nocedo de Burgos,

Cordillera Ibérica (CI): Fms. Hontoria del Pinar, Burgo de Osma y Santo

Borde Norte del

Sistema Central

(BNSC): Fms.

140 Anexo

Nocedo de Burgos y Quintanaloma.

Tubilla del Agua, Moradillo de Sedano, Quintanaloma, Sedano, Valdenoceda, Sobrepeña y Bozóo.

Domingo de Silos. Castrojimeno y Valle de Tabladillo.

TERCIARIO

33. Serie Finicretácica (Vegaquemada inferior, Sierra de la Pica y tramo inferior de Santibáñez del

Val): calizas, areniscas y lutitas.

Dominio Central (DC): Fm. Vegaquemada (tramo inferior).

Dominio Oriental (DOr): Fms. Santibáñez del Val (tramo inferior) y Sª de la Pica

34. Series Siderolíticas: conglomerados, areniscas y lutitas.

Domimio Occidental (DOc): Costra Ferralítica, Facies Montamarta y Zamora; Fms. Areniscas de Amatos, Areniscas de Salamanca, Areniscas del Río Almar, Detrítica de Salamanca y Ordás, Series Siderolíticas.

Dominio Central (DC): Unidad de Torneros, Fms. Arenas y Arcillas de Vegas de Matute y Arenas de Valdeprados.

35. Serie carbonatada marina de Villarcayo: dolomías, margas y calcarenitas.

Dominio Oriental (DOr): Serie Carbonatada marina de Villarcayo.

36. Serie detrítica Eo-Oligocena: conglomerados, areniscas y lutitas.

Dominio Occidental (DOc): Fms. Toral, Areniscas de Villamayor-Cabrerizos, Areniscas de Aldearrubia-Molino del Pico, Areniscas de Ciudad Rodrigo y Arcosas de la Alamedilla; Series de las Tejoneras y de Ciudad Rodrigo; Facies Entrala, de Corrales, Gema, Villabuena del Puente, Toro y Valdefinjas.

Dominio Central (DC): Fms. Conglomerados y arcosas de Aldeallana, Vegaquemada (tramo superior) y Las Bodas, Unidad de Pozanco y Facies de Tapia de la Rivera y de Paladín.

Dominio Oriental (DOr): Fms. Gómara y Deza.

37. Serie carbonatada Eo-oligocena: calizas, margas, lutitas y localmente yesos.

Dominio Occidental (DOc): Facies de Valcabado, de Cubillos y de Torres del Carrizal.

Dominio Oriental (DOr): Unidades del Barranquillo, de Mazaterón, de Deza, de Cihuela y de Cetina.

38. Serie paleógena de Santo Domingo de Silos: calizas, lutitas, areniscas y conglomerados.

Dominio Oriental (DOr): Fm. Santibáñez del Val (tramos intermedio y superior).

39. “Series Rojas”: lutitas, arenas lutíticas y conglomerados silíceos rojos.

Dominio Occidental (DOc): Facies Rojas de Castillejo, de

Dominio Central (DC): Facies Dominio Oriental (DOr): Facies Bureba (conglomerados

Anexo 141

Mirazamora y de Aspariegos; Conglomerados de la Armuña, de Belver, de Toro y de Cabezuela; Areniscas de Garcihernández y Series de Valdefinjas y El Cubito

Villalba de Adaja. marginales) y conglomerados de San Miguel

40. “Facies Dueñas” y equivalentes: margas verdes y blancas y arcillas con niveles carbonatados y

yesíferos, localmente glauberita.

Dominio Central (DC): Facies Dueñas. Dominio Oriental (DOr): Facies Villatoro, Briviesca, Cameño, Belorado, Bureba (zonas medias y dístales), Pancorbo, Altable, Grisaleña, Haro, Cerezo y Gris-blanca.

41. Serie conglomerática poligénica miocena: conglomerados poligénicos, arenas, lutitas y arcillas

magnesianas.

Dominio Occidental (DOc): Series Ocres, Sistemas Villagatón, Vanidades, Combarros-Brazuelo, Castrillo de los Polvazares, Val de San Lorenzo, Nogajeras, Valduerna y Fm. Santalla.

Dominio Central (DC): Sistemas Veguellina de Cepeda, Ferreras-Forcadas, Carrizo-Benavides, Candanedo, Modino, Quintana la Peña, Puente Almuhey, Cuevas, Aviñante, Facies Vega Riacos-Alar del Rey y Unidades de Peñalba, Villaflor y de Calzadilla.

Dominio Oriental (DOr): Conglomerados de Ojacastro, Poza de la Sal, San Pedro de la Hoz y Santurdejo, Fms. Tartajo y Sierrecita y Facies Covarrubias.

42. “Facies Tierra de Campos”: arenas y lutitas con intercalaciones de calcretas y paleosuelos.

Dominio Occidental (DOc): Facies Villafáfila, Villalpando, Aspariegos, Cilleruelo, Carrascal, Garcihernández, Arauzo, Amatos, San Mamés, Navales y Gajates, Sistema de Bustos-Tejada y Fm. Noceda.

Dominio Central (DC): Facies Grijalba-Villadiego, la Serna, Santa Mª del Campo, Tierra de Campos, Puente Runel, Pedraja de Portillo, Arévalo, Rueda, Madrigal y S. Pedro del Arroyo, Unidad de Cabezón.

Dominio Oriental (DOr): Facies Pedraja y Litofacies de Aranda de Duero, de Milagros y de Montejo de la Vega.

43. “Facies de las Cuestas”: margas, calizas, dolomías, arcillas y yesos, con niveles de arcillas

magnesianas.

Dominio Occidental (DOc): Facies Cuestas.

Dominio Central (DC): Facies Zaratán, Cuestas, Coca, Portillo y Fms. Hontagas y Peñafiel

Dominio Oriental (DOr): Facies Cuestas.

44. “Calizas inferiores del Páramo”: calizas, dolomías y margas con niveles de arcillas magnesianas.

Dominio Occidental (DOc): Facies Páramo.

Dominio Central (DC): Facies Páramo.

Dominio Oriental (DOr): Fms Hontagas, Peñafiel y Litofacies de Maderuelo.

45. Serie conglomerática silícea mio-pliocena: conglomerados, arenas silíceas y lutitas.

Dominio Occidental (DOc): Formación Médulas.

Dominio Central (DC): Sistemas Barrillos, Vidanes, Cegoñal, Guardo, Aviñante silíceo y Cantoral.

Dominio Oriental (DOr): Fm. Numancia.

142 Anexo

46. “Serie de las Calizas superiores del Páramo”: lutitas, areniscas y, a techo, calizas.

Dominio Central (DC): Páramo II, Unidad Superior y Unidad Siliciclástico-Carbonatada.

Dominio Oriental (DOr): Fms. Aldealengua de Santa María, Santa Cruz de la Salceda, Adrada de Haza, Cuevas de Provanco, Castrillo de Duero, Castillejo de Robledo y Moradillo de Roa.

MINERÍA

Minería 145

Los yacimientos minerales de Castilla y León son el objetivo último de este trabajo y se han abordado de tres maneras distintas, procurando siempre no tratarlos de un modo aislado, sino en su entorno geológico:

mediante la creación de una base de datos en Access v 7.0 de las minas e indicios mineros de la Comunidad.

representándolos sobre la base geológica en los mapas 2 y 3, y definiendo los entornos geológicos, metalotectos, distritos mineros, cuencas, etc., con los que están relacionados los yacimientos.

elaborando una memoria descriptiva actualizada, que en lo posible ha seguido el esquema anterior de distritos mineros.

Base de datos Para la creación de la base de datos se ha partido del Inventario y mapa de indicios mineros de la Comunidad Autónoma de Castilla y León , realizado por la Junta de Castilla y León en 1986 (Informes Internos 8, 9 y 10), del que se obtuvieron los primeros 3.296 indicios. Para completarla se han usado más de 30 trabajos de investigación geológica y minera de la Junta de Castilla y León y SIEMCALSA. Esta información se ha confrontado con las hojas de la serie MAGNA y otros trabajos del Instituto Tecnológico GeoMinero de España, así como tesis, tesinas, etc. Por último, los datos así obtenidos se han actualizado en las Secciones provinciales de Minas y en la comarcal de El Bierzo. En la tabla adjunta se ofrece una relación de las fuentes de la información, así como las abreviaturas con las que se las cita en la base de datos.

De este modo se han reunido 4.613 indicios mineros, después de desechar otros 250 por no contar con la información mínima necesaria para su representación.

Los yacimientos se han agrupado por recursos y sustancias, como se puede ver en la tabla adjunta.

Por recursos minerales hay los siguientes grupos: Minerales Metálicos, Recursos Energéticos, Minerales Industriales, Rocas Ornamentales y Áridos. Se ha añadido un pequeño grupo de yacimientos de Minerales Ornamentales.

Por sustancias se han distinguido 31 clases, teniendo en cuenta los yacimientos minerales presentes en Castilla y León. En el Mapa 2 se han representado los Minerales Metálicos y Recursos Energéticos, y en el Mapa 3 las Rocas y Minerales Industriales.

La base de datos de minas e indicios mineros tiene más de 55 campos, en los que se dan las diferentes características de cada yacimiento: nombre, situación geográfica (provincia, municipio, hojas del MTN de E. 1:50.000 y 1:200.000, coordenadas UTM); características geológicas del yacimiento (sustancia, recurso, clase, morfología, tipología, rocas encajantes, unidad geológica, entorno geológico, etc.); geometría (dirección, buzamiento, longitud, anchura, profundidad); minería (labores existentes, volumen de escombreras, reservas, leyes, tamaño, estado); y datos de la empresa (nombre y dirección, persona de contacto, empleados, etc.). Hay además un campo en el que se indica el origen de la información y otro de observaciones. Ha sido imposible reflejar en las tablas que se adjuntan toda esta información, por lo que se han incluido sólo 18-20 de estos campos.

146 Minería

CLASIFICACIÓN DE LOS YACIMIENTOS POR

RECURSOS MINERALES Y SUSTANCIAS

Clase Minerales Metálicos

1 As, Sb, Au

2 Au

3 Cu

4 Fe, Mn

5 Hg

6 Pb, Zn, Cu

7 Sn, W

Recursos Energéticos

8 Antracita

9 Hulla

10 Lignito

11 Hidrocarburos

12 Uranio

Minerales Industriales

13 Arcillas cerámicas rojas

14 Attapulgita-Sepiolita

15 Barita

16 Calizas y Dolomías

17 Caolín

18 Feldespato

19 Micas

20 Sílice

21 Sulfato sódico

22 Talco

23 Turba

24 Yeso

25 Otros: Alunita, Azufre, Bauxita, Bentonita, Fluorita, Fosfatos,

Grafito, Halita, Minerales de Litio, Nitratos, Wollastonita Rocas Ornamentales

26 Areniscas y Cuarcitas

27 Calizas y Mármoles

28 Pizarras

29 Granitos

Áridos

30 Arenas, Calizas, Cuarcitas, Ofitas y Granitos

Minerales Ornamentales

31 Aragonito, Berilo, Calcita, Casiterita, Cuarzo, Pirita, Yeso y

Variscita

Minería 147

La numeración de los indicios mineros se ha hecho reservando los 2.500 primeros números para el Mapa 2, y del 2.500 al 5.000 para el Mapa 3. Los indicios están numerados por filas de hojas del MTN de E. 1:50.000, de oeste a este y de norte a sur, para facilitar su búsqueda. Sólo algunos indicios que se han añadido después de numerar la base de datos no están en este orden, y tienen los números más altos. En todo caso el número original de la ficha de la que se ha tomado la información está citado junto a las siglas del trabajo. En las tablas de indicios en el texto aparecen primero los del Mapa 2 y a continuación los del Mapa 3, de modo que tanto por el tipo de recurso como por el número se puede saber en que mapa está cada indicio. Por las diferentes características de los recursos que en ellas se encuentran, las tablas no son idénticas, ya que contienen los campos que se han considerado de más interés en cada caso.

Puesto que la mayor parte de Castilla y León está en el huso 30, salvo la parte occidental de las provincias de León, Zamora y Salamanca, al oeste del meridiano de 6º de longitud oeste, todo el mapa está proyectado en huso 30 y a él corresponden las coordenadas UTM que aparecen en los bordes. En cuanto a los indicios, se han transformado las coordenadas de los que pertenecen al huso 29, para obtener las del 30. No obstante, y aunque las bases de datos en soporte magnético cuentan con las coordenadas en los dos husos, en las tablas que se adjuntan se proporciona el huso (29 ó 30) en el que cada yacimiento se encuentra, para facilitar su localización en las hojas del MTN de E. 1:50.000.

Con la intención antes indicada de que los yacimientos no aparezcan aislados, sino en su entorno geológico y en relación con otros yacimientos de su misma naturaleza, se han agrupado en distritos o cuencas mineras, campos filonianos, áreas mineralizadas, de interés o actividad minera, etc. Estas agrupaciones, además de estar indicadas en la base de datos, de modo que pueden servir como criterio de consulta, están reflejadas en los esquemas que se incluyen en los Mapas 2 y 3, así como en la reproducción de estas figuras en el texto (Figs. 17 y 27). En todo caso, una vez definido un distrito para una sustancia, se indican como situados en él los de otras sustancias.

En cuanto al tamaño de los yacimientos, se han distinguido cuatro categorías: indicio, y minas pequeña, mediana o grande. Se ha considerado indicio una labor minera que ha removido menos de 1000 m

3 de todo-uno. Se adjunta una tabla con

los límites para cada sustancia de los distintos tamaños. Están establecidos de tal modo que los límites entre las distintas categorías corresponden aproximadamente al mismo valor económico in situ del depósito, cualquiera que sea la sustancia. Se considera tonelaje del yacimiento la suma del mineral o roca extraido más las reservas. Estos datos son en muchas ocasiones dificiles de obtener, y la información disponible no es suficientemente precisa, pero los límites fijados son amplios y el objetivo de este ejercicio no ha sido sino el de clasificar los yacimientos de modo que se tenga una primera valoración de su importancia. En el caso de las Rocas Ornamentales y Áridos para su clasificación por tamaño sólo se ha valorado la producción actual e histórica, sin tener en cuenta las reservas.

Hay que indicar que la palabra indicio, o indicio minero, se ha utilizado en este trabajo, además de s.s. (la labor minera de menor tamaño), s.l. como cualquier tipo de manifestación de mineralización, ya se haya realizado sobre ella una labor minera importante o no. En este sentido amplio el Mapa Geológico y Minero de Castilla y León es un mapa de indicios.

Al comienzo de las tablas se da una explicación de todos sus campos. En varios de ellos se han usado abreviaturas, cuyo significado se puede ver en el interior de la

148 Minería

solapa de la contraportada, de modo que teniéndola abierta se puedan leer las tablas.

Por último, en el campo de observaciones se han incluido datos de todo tipo: otros nombres por los que es conocido el yacimiento, información adicional sobre el tipo de labores o su época, otras labores próximas, actividad, usos de las sustancias extraidas, etc.

Representación en los mapas En los mapas, al igual que en los listados, no se ha podido representar toda la información disponible sobre cada mina o indicio, y ha habido que seleccionar la que se ha considerado de más interés.

El primer criterio de selección utilizado ha sido el tipo de recurso, de modo que en el Mapa 2 se incluyen los Minerales Metálicos y los Recursos Energéticos y en el Mapa 3 las Rocas y Minerales Industriales. Además, salvo en el caso de los Minerales Metálicos y el uranio, es el tipo de recurso el que determina la forma del símbolo.

El segundo criterio ha sido la clase de sustancia, de modo que las 31 clases establecidas se han representado con distintos colores.

En el caso de los Minerales Metalicos, y el uranio entre los Recursos Energéticos, es la morfología del yacimiento la que determina la forma del símbolo que lo representa. Cuando estos yacimientos tienen morfología estratiforme, filoniana, lenticular o stockwork el símbolo se presenta además orientado.

Mediante unos círculos interiores a los símbolos se informa si la explotación está activa actualmente, o si se trata de un proyecto con interés, cubicado, e tc. En el caso de los sondeos de petróleo también se ha indicado si el sondeo es productivo, con indicios o negativo.

Se han reflejado también los tamaños, una vez clasificados los yacimientos según los límites establecidos para cada sustancia en la tabla adjunta.

Memoria Se presenta a continuación una memoria actualizada sobre los yacimientos minerales de Castilla y León. Está ordenada por capítulos, que corresponden a los distintos recursos minerales, con divisiones correspondientes a las clases de sustancias consideradas. Dentro de cada sustancia, cuando ha sido posible, los indicios se presentan agrupados por distritos o cuencas mineras, áreas de interés, etc. En cada uno de estos distritos se describe su situación geográfica, geológica, yacimientos principales y génesis. Se proporciona una bibliografía actualizada tanto de trabajos de investigación geológico-minera, como puramente científicos.

En la descripción se ha procurado dar una información puntual referida a los mapas, de modo que al hablar de cualquier yacimiento se indica su número entre paréntesis, y la unidad estratigráfica o grupo ígneo en el que están situadas con su número. El distrito minero y su número se dan en cursiva.

Los principales trabajos sobre los yacimientos minerales españoles son:

Minería 149

IGME (1976), sobre Rocas y Minerales Industriales.

Vázquez (1978, 1983 y 1996).

IGME (1988), Mapa Minero de España de E. 1:1.000.000.

García Guinea y Martínez Frías (1992).

La Minería en España, elaborado por el Consejo Superior de Colegios de Ingenieros de Minas (1996), que incluye un capítulo dedicado a cada Comunidad Autónoma.

Sobre Castilla y León, los de Arribas et al. (1982) y Cifuentes (1995) son los únicos trabajos de carácter general publicados.

Hay también descripciones sobre los recursos minerales de algunas provincias: García Sánchez et al. (1983) de Salamanca; Moro (1988) de Zamora; y Fray Valentín de la Cruz (1996) de Burgos.

Sólo se ha publicado (ITGE, 1993) una hoja de la nueva serie del Mapa Metalogenético de España, de E. 1:200.000, de las de Castilla y León, la 18 (Ponferrda), aunque se ha podido consultar las hojas 38 (Segovia) y 45 (Madrid) no publicadas.

150 Minería

Clasificación de los yacimientos por tamaños según su valor

económico

(Tonelaje del yacimiento=mineral extraído + reservas (1)

)

Pequeño Mediano Grande

Minerales Metálicos

t As < 7.000 7.000 - 70.000 > 70.000

t Sb < 3.000 3.000 - 30.000 > 30.000

kg Au < 600 600 - 6.000 > 6000

t Ag < 50 50 - 500 > 500

t Cu < 4.000 4.000 - 40.000 > 40.000

t Co < 150 150 - 1.500 > 1.500

t Ni < 1.000 1.000 - 10.000 > 10.000

t Fe (> 64,5 %) < 450.000 450.000 - 4.500.000 > 4.500.000

t Mn (48-50 %) < 70.000 70.000 - 700.000 > 700.000

frascos Hg (34,5 kg) < 45.000 45.000 - 450.000 > 450.000

t Pb < 10.000 10.000 - 100.000 > 100.000

t Zn < 8.000 8.000 - 80.000 > 80.000

t Sn < 1.300 1.300 - 13.000 > 13.000

t Ta (> 60 %) < 100 100 - 1.000 > 1.000

t WO3 (>65 %) < 1.400 1.400 - 14.000 > 14.000


t Antracita < 170.000 170.000 -

1.700.000 > 1.700.000

t Hulla < 170.000 170.000 -

1.700.000 > 1.700.000

t Lignito < 400.000 400.000 -

4.000.000 > 4.000.000

t Petróleo < 45.000 45.000 -

450.000 > 450.000

t U3O8 < 200 200 -

2.000 > 2.000


t Arcilla cerámicas rojas < 2.000.000 2.000.000 -

20.000.000 > 20.000.000

t Attapulgita-Sepiolita < 80.000 80.000 -

800.000 > 800.000

t Barita < 85.000 85.000 -

850.000 > 850.000

t Calizas y Dolomías < 1.500.000 1.500.000 -

15.000.000 > 15.000.000

t Caolín < 250.000 250.000 -

2.500.000 > 2.500.000

Minería 151

t Feldespato < 150.000 150.000 -

1.500.000 > 1.500.000

t Micas < 50.000 50.000 -

500.000 > 500.000

t Sílice < 650.000 650.000 -

6.500.000 > 6.500.000

t Sulfato sódico < 100.000 100.000 -

1.000.000 > 1.000.000

t Talco < 50.000 50.000 -

500.000 > 500.000

t Yeso < 1.200.000 1.200.000 -

12.000.000 > 12.000.000

Otros

Rocas Ornamentales

t Areniscas y Cuarcitas < 3.000 3.000 -

9.000 > 9.000

t Calizas y Mármoles < 3.600 3.600 -

12.000 > 12.000

t Pizarras < 20.000 20.000 -

200.000 > 200.000

t Granitos < 3.000 3.000 -

9.000 > 9.000

Áridos

t Arenas, Calizas. Cuarcitas, etc < 2.000.000 2.000.000 -

20.000.000 > 20.000.000

Minerales Ornamentales (2)

Indicios: < 1.000 m³ de material removido (estéril + mineral)

(1): Sólo se han considerado las reservas bien establecidas en Minerales Metálicos, Recursos Energéticos y Minerales Industriales. En Rocas y Minerales Industriales se valoran las producciones, actual e histórica, al no ser determinante el factor reservas.

(2): Clasificados por sus posibilidades como mineral ornamental según el trabajo de la Junta de Castilla y León (1986), nº 37.

152 Minería

DOCUMENTACIÓN UTILIZADA PARA LA

REALIZACIÓN DE LA BASE DE DATOS DE MINAS E

INDICIOS MINEROS

Abreviatura Nombre del Trabajo

BOCyL (1995): Boletín Oficial de Castilla y León

Hoja del MTN: Mapas del Servicio Geográfico del Ejército de E.1: 50.000

IGME (1981): Prospección previa de la Cuenca Carbonífera de San Emiliano (Bierzo-Villablino). Informe interno nº 10723

ITGE (1987): Contribución de la exploración petrolífera al conocimiento de la geología de España

ITGE (1993): Mapa Metalogénico de España. E. 1:200.000. nº 18 (Ponferrada)

ITGE (in litt): Mapa Metalogenético de España. E.1:200.000. nº 45 (Madrid)

ITGE (in litt): Mapa Metalogenético de España. E.1:200.000. nº 38 (Segovia)

JCL 3 (1985): Estudio sobre la situación actual y propuestas de actuación del sector del Sn en la Comunidad Autónoma de Castilla y León. Provincia de Zamora

JCL 4 (1985): Estimación de reservas minerales de estaño en las provincias de Salamanca, Segovia y Ávila

JCL 8 (1986): Inventario y mapa de indicios mineros de la Comunidad Autónoma de Castilla y León: Fase I: Avila, Salamanca y Zamora

JCL 9 (1986): Inventario y mapa de indicios mineros de la Comunidad Autónoma de Castilla y León: Fase II: León, Palencia y Valladolid

JCL 10 (1986): Inventario y mapa de indicios mineros de la Comunidad Autónoma de Castilla y León: Fase III: Burgos, Segovia y Soria

JCL 12 (1986): Estudio de las mineralizaciones en rocas pegmatíticas de Castilla y León

JCL 13 (1986): Estudio de las posibilidades de minería de litio en Castilla y León

JCL 15 (1986): Estudio geológico-minero en el área de Salientes-Cuevas del Sil: Fase I

JCL 16 (1986): Estudio geológico-minero en el área de Pino de Oro (provincia de Zamora): Fase I

JCL 17 (1986): Estudio geológico-minero en el área de Andarraso (provincia de León): Fase I

JCL 18 (1986): Estudio geológico-minero en el área de Prada-Andiñuela (provincia de León): Fase I

JCL 19 (1986): Estudio geológico-minero en el área de Candín (provincia de León): Fase I

JCL 20 (1986): Estudio geológico-minero en el área de Peña de Francia-Miranda de Castañar (provincia de Salamanca): Fase I

JCL 21 (1986): Estudio geológico-minero en el área de Hermisende (provincia de Zamora): Fase I

JCL 22 (1986): Estudio geológico-minero en el borde sur de la Fosa de Ciudad Rodrigo en la provincia de Salamanca

Minería 153

JCL 23 (1986): Estudio geológico-minero en el áea de Huerta (provincia de Segovia): Fase I

JCL 24 (1986): Investigación minera de la Reserva del Estado "SALAMANCA I". Estudio e interpretación de datos digitales de sensores multiespectrales aerotransportados

JCL 36 (1987): Estudio de posibilidades de antimonio en Castilla y León

JCL 37 (1986): Estudio de indicios de minerales ornamentales en Castilla y León

JCL (1994): García de los Ríos, J. I., Báez Mezquita, J. M. (1994): La Piedra en Castilla y León. Junta de Castilla y León. Valladolid. 323 p. Fichas Técnicas

JCL (1994-C): Estudio geológico-geotécnico del itinerario RB-002 entre Espinosa de Los Monteros y límite de la provincia de Santander. Consejería de Fomento

JCL (1994-C): Estudio geológico-geotécnico del itinerario RC-241 entre Estepar y Herrera de Pisuerga. Consejería de Fomento

JCL (1996-C): Estudio de canteras y yacimientos en las provincias de Burgos y Soria. Consejería de Fomento

Luque, C. (1985): Las Mineralizaciones de Mercurio de la Cordillera Cantábrica. Tesis Doctoral

MAGNA: Indicios recopilados de las hojas de la serie MAGNA del ITGE

Paniagua, A. (1993): Mineralizaciones asociadas a fracturas tardihercínicas en la Rama sur de la Zona Cantábrica. Tesis Doctoral

PEÑARROYA-ADARO (1985):

Proyecto de investigación y explotación del yacimiento de Santa Bárbara. Terminos municipales de Carucedo y Corullón (León)

Ribera, F., Tornos, F. (1993):

Estudio geológico-metalogenético de las mineralizacines de Zn-Pb (Ag) encajadas en la Caliza de Vegadeo, Zona Asturoccidental-Leonesa, NO de España. ITGE. Informe interno

Sánchez Fernández, T. (1988):

Caracteres metalogénicos de los yacimientos del área de El Barraco (Avila). Tesis de Licenciatura

SIEMCALSA (1990): Investigación del Potencial de ROCAS CARBONATADAS y caracterización de las mismas en Castilla y León. Fase I: León y Palencia

SIEMCALSA (1990): Investigación en el ÁREA DE SABERO (León y Palencia) de sus posibilidades mineras (excepto minerales energéticos). Fase I

SIEMCALSA (1991): Investigación del Potencial de ROCAS CARBONATADAS y caracterización de las mismas en Castilla y León. Fase II: Burgos y Soria

SIEMCALSA (1992): Investigación del Potencial de ROCAS CARBONATADAS y caracterización de las mismas en Castilla y León. Fase III: Zamora, Salamanca, Ávila, Segovia y Valladolid

SIEMCALSA (1993): Estudio de la estructura del sector de los MINERALES INDUSTRIALES en Castilla y León

SIEMCALSA (1995): Información recogida de la Sección de Minas de Ponferrada

SIEMCALSA (1996): Información recogida de las Secciones de Minas de todas las provincias

SIEMCALSA (1996-B):

Otros indicios añadidos por SIEMCALSA

SIEMCALSA (1997-B):

Otros indicios añadidos por SIEMCALSA

Tornos, F., Ribera, F. (1993):

Las mineralizaciones de oro del sector meridional de la Zona Asturoccidental Leonesa. Modelo Metalogenético. ITGE. Informe interno nº 11347

154 Minerales Metálicos

Minerales Metálicos

Las minas e indicios mineros de Minerales Metálicos constituyen la tercera parte del número total de indicios de la base de datos y, en función de las mineralizaciones presentes en Castilla y León, se han dividido en siete clases, cada una de la cuales queda representada en el Mapa 2 con distintos colores.

Las clases establecidas son:

Clase 1: As, Sb, Au

Clase 2: Au

Clase 3: Cu

Clase 4: Fe, Mn

Clase 5: Hg, As

Clase 6: Pb, Zn, Cu

Clase 7: Sn, W

Teniendo en cuenta la disposición geológica y geográfica de estas clases, en cada una de ellas se han distinguido los distritos mineros, áreas, campos filonianos o cuencas principales en las que están distribuidas, que se representan en la figura 17 y el Mapa 2, y que servirán como guión de esta memoria.

Varios de los distritos mineros de yacimientos metálicos de Castilla y León han sido conocidos y explotados desde la antigüedad, mientras que otros han sido importantes por su producción a nivel nacional durante muchos años.

Los yacimientos de oro de León y, en menor medida, de Salamanca y Segovia, junto con los de Asturias y Galicia, abastecieron de este metal al Imperio Romano entre el siglo I y el III d. C. Asimismo los hierros del Moncayo han sido explotados desde época prerromana, cerrando la última mina en el distrito en 1990.

Los yacimientos de hierro del distrito de Ponferrada-Astorga han sido durante años el mayor productor nacional, así como la mina de Barruecopardo (Salamanca) lo ha sido de wolframio. Importantes han sido otros yacimientos de estaño y wolfr amio, y de interés otros de cobre y mercurio.

No existe un trabajo específico dedicado a los recursos de minerales metáli cos de Castilla y León y ya se han comentado los trabajos globales de minería, que incluyen los yacimientos metálicos, en la introducción general de Minería. Sí los hay de carácter nacional, como el de Sierra y Ortiz (1971), o dedicados al Macizo Hespérico: Arribas (1978), Schermerhorm (1981), Arribas et al. (1987) o ITGE (1991). Hay que destacar también la existencia de monografías sobre determinadas sustancias, como las dedicadas al oro y al estaño por la Junta de Castilla y León en 1988.

Arsénico, Antimonio y Oro 155

ARSÉNICO, ANTIMONIO Y ORO

Se agrupan aquí las mineralizaciones de estas sustancias, a las que frecuentemente van asociados otros elementos, como cobre o mercurio.

Estos yacimientos se disponen en tres distritos mineros principales: el de Riaño-Estalaya, el Área del Antiforme del Narcea y el Campo filoniano de Losacio (Fig. 17).

Distrito de Riaño-Estalaya (1) Se extiende entre estas dos localidades, al norte de las provincias de León y Palencia.

Está situado en la Zona Cantábrica, en la Unidad del Pisuerga-Carrión, en un área atravesada por grandes fracturas de carácter regional, como las fallas de León y Ventaniella, donde destaca la presencia de los intrusivos hercínicos tardíos de La Reina-Riaño-La Pernía (Corretgé y Suárez, 1990), a los que va asociada alteración hidrotermal y desarrollo de skarns cuando cortan sucesiones carbonatadas, como ocurre en Carracedo y Estalaya, al norte de Cervera de Pisuerga (Palencia).

En la parte occidental del distrito el centro de estas explotaciones fue Riaño, situándose en esta localidad las instalaciones para la obtención de ácido arsénico (Soler, 1883; Lacasa, 1934a). Aunque según Paniagua (1993) hay ya manifestaciones de trabajos romanos cerca de Burón.

Los skarns de Carracedo (indicios 353, 356, etc.) y Estalaya (indicio 359), s ituados en el área más oriental del distrito, representan las manifestaciones de más alta temperatura de éste. En el contacto de los intrusivos de composición intermedia, que encajan en la Fm. Brañosera (17), se han skarnificado los lentejones de carbonatos, transformándose en skarns granatífero-anfibólicos, anfibólico-piroxénicos y epidóticos en Carracedo (Martín Izard et al., 1986; Corretgé et al., 1988), con una mineralización de calcopirita, arsenopirita, pirita, magnetita y hematites, con cantidades menores de cobre grises ricos en plata, oro y bismuto, o granatífero-anfibólicos y granatífero-piroxénicos en Estalaya (González Montero et al., 1989). Su formación comenzaría a temperaturas superiores a 500ºC, para presiones de 1 kbar, según Corretgé et al. (1988). Según Paniagua (1993) estos yacimientos se pueden considerar como skarns auríferos y para oro han sido investigados por varias compañías en los últimos años.

Más al oeste, las mineralizaciones de As, Sb y Au están relacionadas con las rocas subvolcánicas de carácter intermedio a básico antes citadas, y con cizallas asociadas a las grandes estructuras. Se han depositado en tres estadios, el primero de los cuales tuvo lugar a temperaturas comprendidas entre 200 y 300ºC, y los otros dos por debajo de 200ºC (Paniagua, 1993). Para este autor estas mineralizaciones constituyen un paso intermedio entre los skarns auríferos de La Pernía, situados al este, y los yacimientos epitermales de la Cuenca Carbonífera Central y la Región de Pliegues y Mantos, situados al oeste. Los yacimientos de más interés del distrito son:

156 Arsénico, Antimonio y Oro

Salamón

En este yacimiento (indicio 274) la mineralización está asociada a una fractura E -O, del sistema de la falla de León, en una zona fuertemente dolomitizada y, más localmente, silicificada (SIEMCALSA, 1990 y 1991). El yacimiento está situado en un punto singular, dónde van a confluir varias de las unidades estructurales mayores de la Zona Cantábrica: Región de Pliegues y Mantos, Cuenca Carbonífera Central y Unidad del Pisuerga-Carrión. Ha sido objeto de una intensa investigación desde su descubrimiento en 1985.

Paniagua et al. (1996) distinguen dos estados hipogénicos en la mineralización. Uno, que denominan de mineralización precoz, en el que se producen diseminaciones de sulfuros, de grano muy fino, en una matriz de cuarzo-calcedonia (jasperoide) y dolomía. Los minerales principales son pirita arsen ical y arsenopirita, con altos contenidos en oro, hasta cerca del 1% de oro en la arsenopirita. Dos, de mineralización tardía, de grano más grueso, que se dispone en bolsadas y filones con ganga cuarzo-carbonatada, o reemplazando la mineralización precoz. Los minerales esenciales son pirita, calcopirita, esfalerita, tennantita, cinabrio, rejalgar y estibina. Entre los accesorios, oro nativo. Se discute la presencia de oro ligada a la materia orgánica (SIEMCALSA, 1993).

Según Paniagua et al. (op. cit.), a partir del estudio de las inclusiones fluidas, el primer estadio se habría desarrollado entre 250 y 170ºC, mientras que la temperatura del segundo estaría comprendida entre 250 y 90ºC. Los datos obtenidos usando como geotermómetro el contenido en As de la arsenopirita no son muy distintos, estando comprendidos entre 284 y 186ºC (con el máx imo a 232ºC).

Spiro et al. (1995) y Paniagua et al. (op. cit.), han hecho estudios isotópicos, de los que cabe concluir que el azufre derivaría, en el estadio precoz, de la reducción biogénica de los sulfatos marinos. Por último, esos últimos autores han datado la mineralización, a partir de la uraninita asociada a la pirita del estadio precoz, por el método U-Pb, en 269±5 Ma. Usando Pb-Pb, la edad que obtienen es de 269±10 Ma. Estas edades están en consonancia con la de las rocas ígneas asociadas, de 277±1 Ma, hallada por Gallastegui et al. (1990) para el macizo de Peña Prieta.

Por todas estas características, el yacimiento de Salamón puede ser considerado como un yacimiento de tipo Carlin (Cox and Singer, 1986).

Burón

En este caso (indicio 17) la mineralización y las rocas ígneas, constituidas por pórfidos dioríticos-cuarzodioríticos y cuarzogábricos, se disponen en zonas de cizalla asociadas a la falla de Ventaniella. Estas rocas han sufrido una alteración hidrotermal de tipo propilítico, más intensa hacia las zonas mineralizadas. Se distinguen tres estadios de mineralización: un estadio precoz de As-Fe-S, con presencia mayoritaria de arsenopirita y pirita, con oro nativo y trazas de bi smuto; otro intermedio de Fe-Sb-S; y un estadio tardío de Sb-S, caracterizado por la presencia de estibina, con cantidades menores de oro nativo, entre otros minerales (Paniagua et al., 1987). Los análisis químicos realizados muestran una correlación lognormal positiva entre el oro y el arsénico. Los estudios paragenéticos indican


que la temperatura de formación va desde los 373ºC para e l primer estadio, a condiciones mesotermales para el segundo, alcanzando condiciones epitermales para el tercero (Paniagua et al., 1988).

Riaño

En este depósito (indicio 294) la mineralización es de arsenopirita y pirita, con estibina como mineral accesorio, en una ganga de calcita y cuarzo.

Aunque se describirá con los yacimientos de mercurio, hay que indicar la presencia en el distrito de las minas de Pedrosa del Rey (indicio 302), con una mineralización de cinabrio y estibina, con cuarzo y fluorita como ganga.

La presencia de numerosos indicios de As-Sb y As-Sb-Hg, próximos a lineaciones estructurales mayores tardihercínicas, sugiere, según Paniagua et al. (1987), que en las etapas tardías de la orogenia hercínica se instauraron ci rcuitos hidrotermales convectivos, ligados a los grandes sistemas de fracturas, relacionados con un flujo térmico de origen profundo, provocado por la activ idad ígnea (Paniagua et al., 1993). Es importante el papel de la materia orgánica, en el que son muy ricas las rocas encajantes, en el depósito de la mineralización, como ponen de manifiesto Gutiérrez Villarías et al. (1988), entre otros.

Spiro et al. (1995), a partir del estudio de los isótopos estables de O y C de las dolomías estériles ligadas a los depósitos, y de los de S de los sulfuros, de los yacimientos de As-Au de Salamón (indicio 274), de F-Sb de Burón (17), de As de Riaño (294), todos ellos en este distrito, y de los de Hg de Riosol (12), la mina Providencia (199) de Cu, Co, Ni y la de talco de Puebla de Lillo (2509), situados todos ellos en la Zona Cantábrica, concluyen que hubo dos etapas hidrotermales principales: la primera, con la que están relacionadas las dolomías regionales y los yacimientos de talco, habría ocurrido a más alta temperatura, mayor de 280ºC, mientras que la segunda, que habría ocurrido probablemente más tarde, y que estaría relacionada con la formación de los carbonatos con sulfuros y la fluorita, habría ocurrido a temperaturas de menos de 250ºC.

Área del Antiforme del Narcea (2) Se han localizado 8 indicios en esta área, en los municipios de Murias de Paredes y Riello (León), en las pizarras de la Fm. Mora, en el núcleo del Antiforme del Narcea. Se trata de mineralizaciones filonianas, de las que hay otras manifestaciones en Asturias (Gumiel, 1983; Gumiel y Arribas, 1987).

Campo filoniano de Losacio (3) Está situado en la provincia de Zamora, en las proximidades de esa localidad, en el entorno de un pequeño stock granítico alargado en dirección hercínica, de unos 2 km de longitud, encajado en la Serie de los Cabos, en el núcleo de un anticlinorio. Las labores mineras son de mediados del s. XIX (Esquerra del Bayo, 1844; Naranjo y Garza, 1845; Escosura, 1846; y Puig y Larraz, 1883).

En las labores superficiales son muy abundantes los ocres de antimonio, siendo muy difícil de encontrar antimonio sin alterar. La mina de Las Cogollas (Generala y

158 Arsénico, Antimonio y Oro

Brigadiera, indicio 1563) ha sido descrita por Gumiel (1983). Está constituida por tres filones capa principales, de dirección E-W y buzamiento al sur en torno a 35º, concordantes con la esquistosidad y la estratificación. Tienen unos 300 m de longitud y profundidad desconocida. La mineralización se concentra en bolsadas de potencia decimétrica (15 a 60 cm). Se explotó, por cámaras y pilares, desde mediados del siglo XIX hasta principios del XX. Se beneficiaron primordialmente los ocres de antimonio supergénicos (cervantita) y se instaló una fundición.

En el exocontacto del granito de Losacio hay otros cuatro yacimientos de antimonio, además de mineralizaciones de plomo y estaño (indicios 1558 a 1566), que se disponen con una zonalidad marcada por mineralizaciones de Sn, Pb, Zn, Ag y Sb (Gumiel, 1983). Se puede destacar la mina Clara (1561), donde se explotó galena argentífera.

Otras áreas Además de en estos distritos principales, existen mineralizaciones de As, Sb y Au en otras áreas:

En la provincia de León, en el Área de Prada-Andiñuela (7), la Mina Rita de As (indicio 1117).

En la provincia de Burgos, en el Área de la Sierra de La Demanda (19), aunque tomándola en una extensión más amplia que para el distrito de hierro, hay dos minas (indicios 1366 y 1409) de esta clase. La primera de ellas, denominada Santa Rufina o Urrez, encaja en la Sucesión Carbonífera de la Sierra de La Demanda (15). Se trata de un yacimiento filoniano de tipo BPG (Sb), con sulfoantimoniuros de Pb tardíos y ganga de baritina, cuarzo y carbonatos. Según Gumiel y Vindel (1983) es un yacimiento epitermal, con emplazamiento muy lento (permoliásico), a favor de grandes fracturas. El otro indicio encaja en la Sucesión de La Demanda (7).

En la provincia de Salamanca, en el Área de Villasrubias (39), hay un indicio de esta clase (número 2215), junto a otros de Sn, W.

En la provincia de Ávila, al este del Área del Barraco-Hoyo de Pinares (26), junto a las mineralizaciones de Pb, Zn, hay tres indicios filonianos de As, Ag (2136 a 2138).

En la provincia de Zamora hay otro indicio de As, Sb (1490) en el Sinclinal de Alcañices (25).

Hay otros seis indicios distribuidos por toda la Zona Centroibérica, de los que posiblemente el más destacable sea el de Au, Ag, Sb de Cerezo de Arriba, Segovia (1732), donde los romanos lavaron el oro de la zona de enriquec imiento supergénico.

ORO

Fue muy grande la importancia de la minería del oro en la antigüedad en Castilla y León, quedando numerosos testimonios de las labores de extracción romanas,


siendo las principales las de la provincia de León, tanto en la Cuenca del Sil, como al noroeste de la del Duero, en todo el sector al oeste del río Órbigo. Hay también

160 Oro

labores romanas al suroeste de la provincia de Salamanca, en las proximidades de la Peña de Francia (Las Cavenes de El Cabaco, indicio 2096) y en la provincia de Segovia (Cerezo de Arriba, indicio 1732).

Se discute la importancia de la minería prerromana (Blázquez, 1970), que para Sánchez Palencia (1983) consiste exclusivamente en el lavado de aluviales a la batea. García y Bellido (1970) establecen la existencia de un comercio relativamente seguro y habitual en el siglo VII y VI a. C., que transcurría de sur a norte, buscando el oro y el estaño del noroeste, por donde más tarde constru irían los romanos la calzada denominada, desde la Edad Media, Camino de la Plata.

Las primeras referencias modernas de las enormes labores mineras de Las Médulas son de Jovellanos, y otros autores, a finales del siglo XVIII, pero ninguno de ellos sospechaba que eran minas de oro (Domergue, 1970). Es desde mediados del siglo XIX cuando varios geólogos e ingenieros comienzan a interesarse por estos yacimientos, y algunas empresas intentan diversas labores de exploración y explotación. Hoy el conocimiento existente sobre las explotaciones romanas es muy amplio, porque a los trabajos de las empresas se han unido los estudios geológicos, históricos y arqueológicos, obteniéndose los mejores resultados cuando se han sabido conjuntar los conocimientos obtenidos con estas distintas herramientas (Pérez García y Sánchez Palencia, 1985; Sánchez Palencia et al., 1996).

Aunque no cabe duda de la importancia de las labores romanas, es difícil est imar el volumen global del material explotado. Para Quiring (1935 a 1948), c itado por la Junta de Castilla y León (JCL 5, 1985), los romanos habrían extra ído en el noroeste de la península 500 millones de toneladas de mineral, con una ley de oro de 8 g/t, de los que se habrían recuperado 3 g/t, es decir, que habrían obtenido 1.500 t de oro. Plinio el Viejo, que visitó Hispania entre el 73 y el 75 d. C., en su Historia Natural da una producción anual de 20.000 libras de oro, 6.540 kg/a, ya que una libra equivale a 327 g. Algunos autores han multiplicado esa producción por 200 años de explotación romana, entre el pr imer tercio del siglo I y la primera mitad del siglo III, y obtienen 1.300 t de oro, cifra parecida a la anterior. Los cálculos de Sánchez Palencia (1983), usando leyes reales obtenidas por las compañías mineras en sus investigaciones y muestreos, son mucho más modestos, ya que estima en 600 millones de m³ el material removido en todo el noroeste, produciendo 230.000 kg de oro. En León se habrían removido 522 millones de m³ y se habrían producido 60.700 kg, según estima la Junta de Castilla y León (JCL 5, 1985), con el siguiente desglose:

PRODUCCIÓN ROMANA DE ORO EN LA PROVINCIA DE LEÓN

m³ removidos kg de oro

Cuenca del Boeza 18.500.000 750

Cuenca del Cúa y Burbia 74.000.000 14.700

Cuenca del Alto Sil 7.300.000 8.500

Cuenca del Alto Órbigo 23.700.000 6.200

Cuenca del Alto Tuerto 3.000.000 450

Oro 161

Cuenca del Turienzo-Jerga 21.600.000 6.300

Sierra del Teleno 11.800.000 7.200

Cuenca del Duerna 115.000.000 10.600

Cuenca del Ería 17.600.000 2.500

Cuenca del Cabrera 230.000.000 3.500

TOTAL 522.500.000 60.700

Los romanos explotaron los placeres y las zonas de alteración supergénica sobre venas auríferas, interrumpiendo la explotación cuando se llegaba a la mineralización primaria inalterada (Maya González, 1990).

Una importante reactivación del interés por el oro se produjo a partir de 1970, ya que el precio medio anual pasó de 35 $/onza en ese año, a 613 $/onza en 1980. Desde entonces ha oscilado entre los 350 y los 450 $/onza. Esto dio lugar a intensos trabajos de investigación geológico-minera por parte de diversas empresas. También la Junta de Castilla y León realizó trabajos, tanto en toda la Comunidad (JCL 5, 1985; JCL, 1988), como en diversos distritos de posible interés, que se detallarán más adelante.

Se describen a continuación las mineralizaciones de oro, distinguiendo entre las mineralizaciones primarias y las secundarias:

MINERALIZACIONES PRIMARIAS

El 21% de los 498 indicios de oro fichados corresponden a yacimientos de oro primario. Hay otro 7% en los que están asociados los yacimientos primarios con los secundarios.

Área de Candín (4) Está situada en los municipios de Candín y Vega de Espinareda (León), en la comarca de los Ancares.

La mineralización es filoniana, y los filones de cuarzo encajan en los materi ales de la Serie de los Cabos (7), en el cierre periclinal del anticlinorio de Ancares, donde los ejes de los pliegues buzan unos 20º al sureste. Solo de un modo aislado hay mineralización en las pizarras de las Fms. Luarca y Agüeira (9). Hay también una mineralización secundaria importante en coluviones (48) y aluviones (52), derivada de las mineralizaciones anteriores. El área se encuentra próxima al granito de Campo del Agua.

Hay labores romanas importantes, tanto sobre las mineralizaciones primarias, como sobre las secundarias, pero no es hasta muy recientemente cuando vuelve el interés sobre el área. Entre 1977 y 1980 Río Tinto Minera, S.A. real izó una intensa investigación en las labores de Las Cabanías (indicio 440). Un estudio geológico-minero sobre todo el área lo desarrolló la Junta de Castilla y León (JCL 19, 1986) y, sobre las áreas de más interés definidas en aquel, SIEMCALSA realizó una investigación detallada en 1991. Tanto RTM como la Junta realizaron sondeos.

162 Oro

La mineralización es de arsenopirita y pirita, como minerales principales, en una ganga de cuarzo, apareciendo ocasionalmente pirrotina, galena y calcop irita. Se da tanto en las salbandas, como dispersa en el cuarzo. El oro se presenta con los sulfuros y en el gossan. Se ha encontrado oro nativo en Las Labradas (indicio 447), en partículas de hasta 2 mm. Los filones de cuarzo, de morfología arrosariada, rellenan fracturas distensivas tardihercínicas de dirección N60ºE y N150ºE. El área está afectada por metamorfismo regional, de la facies de los esquistos verdes, y metamorfismo de contacto, que alcanza la base de las Pizarras de Luarca, lo que hace pensar en la presencia de un stock granítico en profundidad (SIEMCALSA, 1991).

En el trabajo de la Junta de Castilla y León (1986) se considera que, dada la proximidad de los granitos de Ancares y Campo del Agua, los filones de cuarzo aurífero serían de origen hidrotermal, periplutónicos, encajados en fracturas tardihercínicas. Las pizarras de la Fm. Luarca habrían actuado como pantalla, concentrándose la mineralización en los niveles superiores de la Serie de los Cabos, o en el contacto entre ambas formaciones. Gutiérrez Claverol et al. (1987) ponen de manifiesto la relación de las mineralizaciones de Candín-Burbia con el lineamiento Nazaré-Luarca, o Falla de Vila Real, una estructura tardihercínica de 500 km de longitud, a la que hay asociados diversos distritos mineros de Sn, W y Au, en Portugal, León y Asturias.

Área de Campo del Agua Está situada al suroeste de la anterior, en el municipio de Villafranca de El Bie rzo (León), en la proximidades del granito de Campo del Agua. De los cinco indicios que se han agrupado en el área, cuatro son primarios, de carácter filoniano, encajados en la Serie de los Cabos (7), y uno secundario, explotando un coluvión situado sobre esa unidad. Los cinco son labores romanas (JCL 44, 1987).

Gutiérrez Claverol et al. (1988) relacionan el emplazamiento del granito de Campo del Agua con el lineamiento Nazaré-Luarca, que está jalonado por varios stocks, caso también del granito de Ancares.

Área de Salientes-Cuevas del Sil (5) Se extiende por parte de los municipios de Villablino, Palacios del Sil y Murias de Paredes, de la provincia de León, en el sector meridional del Antiforme del Narcea. Ha sido objeto de un estudio geológico-minero por la Junta de Castilla y León (JCL 15, 1986).

La mayoría de los indicios, de tipo filoniano, están encajados en la Fm. Mora (1), los más importantes, Grupo Cándana (3) y Serie de los Cabos (7), y fueron explotados por los romanos en numerosas labores a cielo abierto.

El trabajo de la Junta pone su atención, en cambio, en otras mineralizaciones encajadas en las Dolomías de la Herrería, dentro del Grupo Cándana, o las Calizas de Vegadeo (6), relacionadas con fallas menores, que son de cobre, por lo que en el Mapa 2 aparecen dentro del Área del Antiforme del Narcea (11), pero en las que hay oro. De entre ellas cabe destacar la mina de Peña Negra (indicio 54), que es una mineralización filoniana de cobres grises, calcopirita y pirita, que se explotó

Oro 163

intermitentemente desde finales del siglo XIX a 1958, para la que se dan en ese trabajo leyes de 3,5% Cu y 2,85 gAu/t.

En el indicio 64, hay mercurio asociado al oro primario, y pequeñas cantidades de pirita y arsenopirita (Luque Cabal, 1985).

Área de Andarraso (6) Está situada en los municipios de Murias de Paredes, Valdesamario, Riello y Soto y Amio (León), en el flanco sur del Anticlinorio del Narcea.

La mayoría de los indicios, de carácter filoniano, corresponden a labores r omanas sobre una mineralización de cuarzo y arsenopirita, con cierta gossan ización. Están relacionados con accidentes tectónicos, especialmente con los cabalgamientos de la segunda fase de deformación, y encajados en materiales del Grupo Cándana o la Serie de los Cabos. De las cortas romanas la mayor es la del indicio 636.

En la amplia investigación realizada por la Junta de Castilla y León sobre esta área (JCL 17, 1986), se puso especial interés en el indicio 648, mina 2ª Cobriza, denominada en ese trabajo mina de Santibáñez de La Lomba, que fue explotada para cobre a principios de siglo por la compañía inglesa Río Negro Limited. Ese interés venía determinado porque a la mineralización de cobre y plomo se le añade la presencia de oro, asociado a cobres grises, con valores de 4 a 5 gAu/t. Del trabajo realizado, que incluyó la realización de dos sondeos y numerosos muestreos geoquímicos, se dedujo la reducida extensión de la mineralización y la alta dispersión del oro.

Esta área se encuentra en estrecha relación con la denominada Área del Antiforme del Narcea (11), puesto que, como se ha indicado, minas como 2ª Cobriza (648), pertenecientes a ese distrito de cobre, tienen oro.

Área de Prada-Andiñuela (7) Se extiende, de oeste a este, a lo largo de los municipios de Molinaseca, Ponferrada, Santa Colomba de Somoza y Brazuelo (León). La Junta de Castilla y León hizo un estudio geológico-minero de esta área (JCL 18, 1986).

La mineralización primaria, de tipo filoniano, encaja en la Serie de los Cabos (7) en el anticlinorio de Somoza. Está constituida por oro nativo, arsenopirita, escorodita, pirita, óxidos de hierro y limonita. Se presenta diseminada o en masas, y, frecuentemente, rellenando las fisuras de la roca. Se localiza en filones de cuarzo, brechas y la roca encajante. Las rocas de caja, especialmente las areniscas, aparecen alteradas hidrotermalmente hasta 2-3 m alrededor de algunos filones, con desarrollo de silicificación, cloritización y localmente arg ilitización. Hay además mineralización secundaria en coluviones (48) y aluviales (52).

Los filones de cuarzo son más frecuentes en las charnelas de los pliegues, asociados a areniscas y cuarcitas, la mayoría de ellos con dirección N10º a N20ºE, con potencia centimétrica a decimétrica. La presencia de niveles lutít icos da lugar al adelgazamiento de los filones de cuarzo y a su desaparición.

Hay numerosas labores romanas, la mayoría de ellas a cielo abierto, que están localizadas en las charnelas de los pliegues anticlinales. Las mayores cortas

164 Oro

corresponden a los indicios 1132 y 1135. Esta área ha sido estudiada recientemente, además de por la Junta de Castilla y León, por SEVELAR, RTM, SEIEMSA y el ITGE.

Área de Val de San Lorenzo-Val de San Román Es la prolongación hacia el este de Prada-Andiñuela, en los municipios de Santa Colomba de Somoza y Val de San Lorenzo (León), llegando a las prox imidades de Astorga. Al igual que en aquella, la mineralización, primaria, de tipo filoniano, encaja en la Serie de los Cabos (7), y está ligada especialmente a areniscas silicificadas (ITGE, 1993). Fue explotada por los romanos, siendo la mayor labor el indicio 1216, aunque hay también pequeñas labores de este siglo.

Área del Teleno (8) Está situado en las proximidades de este pico, en los municipios de Truchas y Luyego (León).

Se trata de mineralizaciones primarias y secundarias de oro, explotadas por los romanos con diferentes tipos de labores, las mayores de las cuales son los indicios 1127, 1310 y 1321. Las mineralizaciones primarias, de tipo filoniano o stockwork, encajan en la Serie de los Cabos (7), la Cuarcita Armoricana o Serie de Transición (8) y la Fm. Luarca (9). Las mineralizaciones secundarias se presentan en coluviones o depósitos glaciares (48).

Según Domergue y Herail (1978) y Herail (1984) las cuarcitas cambro-ordovícicas tienen pequeñas cantidades de oro detrítico, con un tamaño comprendido entre 230 y 300 µm, junto a otros minerales pesados: turmalina, circón, rutilo y pirita, que se presentan diseminados o en nivelillos que definen las estructuras sedimentarias (Tornos y Ribera, 1993). Según Pérez García (1977) la Serie de los Cabos se depositó en un dominio de plataforma, y sus tramos más detríticos pueden contener paleoplaceres de oro, mientras que estaría en forma coloidal en los arcillosos. Los datos de inclusiones fluidas e isótopos estables indican (Ribera et al., 1992; Tornos y Ribera, 1993) que los fluidos que dieron lugar a las mineralizaciones primarias son de origen metamórfico, y que el azufre y el carbono provienen de las rocas detríticas encajantes, probablemente de las pizarras. Creen estos autores que, en esas circunstancias, el oro y el arsénico serían de origen proximal, consecuencia fundamentalmente del lavado de las rocas detríticas cambro-ordovícicas. Y que el hecho de que la mayoría de las mineralizaciones primarias de oro encajen en la Serie de los Cabos, y que las secundarias se encuentren aguas abajo de ellas, señala a esta unidad como la fuente más significativa del oro.

Proyecto de Pino de Oro (9) Es un área puntual, situada en las proximidades de Pino (Zamora), encajando la mineralización en el Granito de Ricobayo (Fig. 10), en los gneises de Ollo de Sapo, situados al sur en el antiforme de Villadepera, y en la Fm. Puebla (7), que afl ora en el núcleo del granito y que podría constituir parte de la cobertera de éste en su cúpula (roof pendants).

Oro 165

Según el estudio realizado por la Junta de Castilla y León (JCL 16, 1986), la mineralización, que tiene un control estructural (Reyes y Jiménez, 1988), se presenta en dos familias de filones, N40 a 60ºE y N100ºE, en relación con fracturas de extensión N50 a 60ºE, con componente de cizalla senestra. Se trata de una mineralización de oro y arsenopirita, dispersa en las rocas de caja de las zonas d e fractura, así como en los filones de cuarzo. El granito, que constituye la roca de caja, aparece con texturas bandeadas, brechificadas o listadas, y con colores rosáceos o verdosos, a causa de los movimientos y por la acción de los procesos hidrotermales y meteóricos. La mayoría de los trabajos mineros existentes son labores romanas, no habiéndosele prestado atención a esta área hasta los años 80.

Los buenos resultados en oro obtenidos en los sondeos de investigación real izados por la Junta de Castilla y León han llevado al Instituto Tecnológico GeoMinero de España a continuar con este proyecto en los años 90, realizando nuevos sondeos y detallados estudios, en los que se describe una paragénesis con arsenopirita y pirita como minerales principales, acompañados localmente por calcopirita, esfalerita, magnetita y galena. Aparece también oro libre. Como mineral secundario, de alteración de la arsenopirita, aparece escorodita. En ellos se pone de manifiesto de nuevo la importancia del control estructural, y se interpreta que la mineralización aurífera aparece en bandas de cizalla menores subverticales, de dirección media N 68º E, de movimiento senestro, relacionadas con el abanico distensivo terminal de la cizalla dúctil-frágil de Villalcampo, asociadas a la zona de contacto, donde la cizalla se refracta y ramifica (González Clavijo y Florido, 1990; González Clavijo et al., 1991, 1993 y 1994).

Otras áreas con mineralizaciones primarias Además de estos distritos, que se han distinguido en el esquema del Mapa 2 y en la figura 17, existen otras áreas con mineralizaciones primarias de oro: Área del Antiforme del Narcea (11), Área de Hermisende-La Tejera (30) o Distrito de Barruecopardo-La Fregeneda (35). A las mineralizaciones de oro presentes en este último se aludirá al describirlo en el apartado de Sn y W.

MINERALIZACIONES SECUNDARIAS

Las mineralizaciones secundarias de oro aparecen, mayoritariamente, en las cuencas de los ríos Sil y Órbigo (Fig. 18), y han sido investigadas por varias compañías mineras a lo largo de este siglo: Dome Mining Co., Aurífera del Órbigo, Río Tinto Minera, SMMPE, S.A., SEVELAR, S.A., etc. La tesis, en 1977, y los trabajos posteriores de Pérez García han permitido tener datos de primera mano de parte de esos trabajos. El 72% de los casi 500 indicios mineros de oro fichados, son de oro secundario y, en otro 7%, se han explotado a la vez el yacimiento primario y el secundario.

El oro se concentra en varios niveles de la serie estratigráfica en las fracciones gruesas, comglomerados y gravas, disminuyendo rápidamente su ley con la granulometría. Otra pauta característica es su concentración cerca del sustrato rocoso, en la base de los canales o sobre costras de manganeso.

Los abanicos miocenos (41), creados en relación con la tectónica de bloques alpina, son los primeros sedimentos auríferos y los más abundantes; más de la

166 Oro

cuarta parte de los yacimientos secundarios están en este tipo de depósito, estando más de la

Oro 167

quinta parte en lo que son ya sedimentos más distales, como la Facies Tierra de Campos (42). Entre estas dos unidades, en la Cuenca del Sil y al oeste del río Órbigo, están más del 50% de los yacimientos secundarios de oro fichados. Los abanicos miocenos están originados por corrientes de agua confinadas o semiconfinadas en grandes cañones intramontañosos, frecuentemente controlados por fracturas, que al llegar a las llanuras se abren en sistemas anastomosados. El oro está concentrado en las facies proximales, de mayor energía, bajando drásticamente la ley al bajar la granulometría. El clima sería de tipo monzónico, cálido húmedo estacional, y el primer oro vendría de los suelos lateríticos por preconcentración previa, y quedaría en la base de los sistemas aluviales (Pérez García, 1977). Las partículas de oro, con un tamaño superior a 80 µm, son laminares, de tamaños muy heterogéneos, con una relación diámetro a espesor comprendida entre 10 y 30. Son partículas libres, sin cuarzo, y presentan una fuerte rubefacción. Esta característica es común a todos los aluviones auríferos formados en un clima como el antes señalado, cálido, con dos estaciones, una seca y otra húmeda.

Las leyes que alcanzan estos depósitos son de 100 a 200 mg/m³ en los primeros 30 m por encima del Paleozoico, descendiendo a 50-60 mg/m³ más arriba en la serie estratigráfica. En cambio, en el contacto inferior de estos conglom erados con el lecho rocoso, se alcanzan leyes de 1 a 2 g/m³.

También explotaron los romanos yacimientos en sedimentos pliocuaternarios tipo raña (47), con leyes en torno a 100 mg/m³ (Pérez García y Sánchez Palencia, 1985).

En coluviones y depósitos glaciares (48) están el 17% de los yacimientos secundarios. Los coluviones pueden alcanzar leyes más altas, del orden de 600 mg/m³, mientras que los depósitos glaciares tienen leyes muy erráticas, dependiendo del área fuente, y de distribución muy irregular, correspondiente a la escasa clasificación granulométrica. En el área del Teleno las leyes pueden llegar a ser muy elevadas (ITGE, 1993).

En los abanicos aluviales (49), terrazas (51) y aluviales cuaternarios (52) las leyes que se pueden alcanzar son del orden de los 100 mg/m³. En conjunto, entre estas tres unidades, se encuentra otro 18% de los yacimientos secundarios. En ellos el oro presenta rubefacción y tiene tamaños de grano inferiores a los del terciario, pero mucha menor proporción de materia fina. Disminuyendo progresivamente ésta, hasta desaparecer totalmente, a partir de la tercera terraza (Pérez García y Sánchez Palencia, op. cit.). También, a diferencia del oro terciario, puede aparecer engarzado, y se reconocen aristas y caras planas. Todo lo cual sugiere un origen a partir de la erosión del sustrato paleozoico, o de los abanicos terciarios, como consecuencia de una importante erosión cuaternaria en un clima frío (Pérez García, 1977). Gran parte del trabajo de investigación desarrollado por las compañías mineras sobre oro secundario se ha hecho sobre estas unidades y, actualmente, sobre todo a través de las publicaciones de Pérez García (1977, 1991, 1992a y b, etc.), se conocen datos muy precisos sobre estos yacimientos.

En Castilla y León estas investigaciones recientes se han desarrollado en los ríos Omañas (terraza actual), Duerna (terrazas 3, 4 y 5) y Ería (terraza actual), y han llegado hasta la evaluación de los recursos mineros existentes y la real ización de los estudios de viabilidad. Con los precios del oro de los últimos años estos proyectos se encuentran en el limite de la rentabilidad.

168 Oro

Los depósitos se formaron en medios fluviales de alta energía, con corrientes rectilíneas o trenzadas, y alcanzan potencias de 4 a 6 m. Se apoyan sobre sedimentos miocenos. Corresponden a un único ciclo fluvial o a lo sumo a dos. Tienen una granulometría elevada, de modo que en la mitad inferior del perfil la fracción de >7 mm supera el 65% y el centil es, según los casos, de 0,5 a 1 m.

El transporte es pequeño, de unos 5 km en el caso del Duerna, produciéndose la concentración más bien por el transporte de los finos no pesados. En el caso de este río el depósito se produjo en una cuenca abierta, a la salida de las montañas, donde el río transcurre sobre extensas llanuras, en las que cambia rápidamente el curso. Como el área fuente está en la cabecera de los depós itos el transporte es mayor. Distinto es el caso de los ríos Omañas y Ería, cuya cuenca es un caso intermedio entre las abiertas y las cerradas.

El origen del oro en todos ellos son placeres anteriores, ya sean miocenos o terrazas más antiguas de la considerada. En el caso de los ríos Omañas y Duerna otro origen posible es la raña. En todos los casos un pequeño porcentaje del oro provendría directamente del zócalo paleozoico.

En todas las terrazas fluviales hay canales, situados en la base, con conten idos mayores de oro. Tienen trayectorias más rectilíneas, que corresponden a momentos de más alta energía. Aguas arriba de estas zonas más ricas la anchura del canal es aproximadamente la mitad que en ellas, y este cambio corresponde a una ruptura de pendiente, de mayor a menor, y al comienzo generalizado del depósito de las partículas de oro. La anchura de estos canales varía entre 150-200 m en las Omañas, a 400-700 en el Duerna. La pendiente es de 0,8-1%, y el recorrido, en todos los casos, en torno a 3.500 m.

En todos estos placeres hay un incremento del contenido en oro hacia la base y, en los que se están considerando, del 75 al 85% del oro total está en la mitad inferior, donde es mayor la granulometría de los cantos y el tamaño del oro. Un análisis granulométrico realizado con 7.000 partículas de oro del Duerna refleja que solo 4 de ellas superan 1 mm. El tamaño medio es de 0,22 mm. En todas las partículas de <1 mm la forma más común es la lámina, como consecuencia de su origen, de retrabajamiento de placeres anteriores. Se trata de oro muy fino, de 920 a 980 milésimas.

Como viene siendo tradicional, los yacimientos secundarios se han agrupado por cuencas hidrográficas actuales, teniendo en cuenta que éstas no son muy distintas de las existentes en el Mioceno (Fig. 18).

Área del Sil Incluye 85 yacimientos, situados en la cuenca de este río, con afluentes conocidos por su contenido en oro, como el Burbia, el Cúa y el Boeza. Es un área muy amplia, que incluye 24 municipios.

La mayoría de los indicios están situados en las Fms. Santalla (41), Médulas (45) o en coluviones (48); hay también indicios situados en la Fm. Toral (36), y en los abanicos aluviales (49), terrazas (51) y aluviales (52) cuaternarios.

De los sedimentos terciarios de la cuenca de El Bierzo (Herail, 1982) solo contienen oro las Fms. Santalla (41) y Médulas (45). La Fm. Santalla tiene valores comprendidos entre 30 y 100 mg/m³ en los niveles conglomeráticos, sin

Oro 169

enriquecimiento en la base de los canales. En la Fm. Médulas los valores son más bajos, del orden de 10-12 mg/m³, con enriquecimientos en la base de los canales.

El yacimiento más importante en esta cuenca es el de Las Médulas de Carucedo (indicio 1084), del que los trabajos geológicos, arqueológicos y de investigación minera realizados en los últimos años permiten contar con datos relevantes. Sánchez Palencia (1983) estima que se han removido 228 millones de m³, con una ley de 50 mg/m³, y que quedan entre 800 y 1.000 millones de m³ con esa misma ley.

En la Fm. Santalla (41), los muestreos realizados (Pérez García, 1988 y 1992a; Pérez García y Sánchez Palencia, 1992) indican que en los 5 m inferiores, junto al lecho rocoso, las leyes de oro son de 60 a 300 mg/m³, descendiendo a valores comprendidos entre 20 y 100 mg/m³ en los 20 m siguientes de la serie. Por encima de 25 m, y hasta los 200, correspondientes ya a la Fm. Médulas (45), las leyes descienden a 10-20 mg/m³. En los 3 m inferiores el peso medio de las partículas de oro es 0,5 mg, y desciende en el resto del recubrimiento a 0,2-0,35 mg.

Para estos autores los romanos desmontaron la Fm. Las Médulas, y la parte superior de la Fm. Santalla, para explotar los 20-30 m inferiores de esta unidad, que tiene leyes análogas a las de otros yacimientos que explotaron. Para remover este ingente volumen de conglomerados terciarios rojos trazaron entre 13 y 16 canales, con una longitud promedio de 80 a 100 km, y una longitud total comprendida entre 1.170 y 1.440 km.

Hasta principios del s. XX el complejo de Las Médulas era la mayor mina del mundo, y actualmente solo está superada por las grandes explotaciones de pórfidos cupríferos de América (ITGE, 1993).

En Área del Sil hay otro yacimiento grande y otros cuatro medianos. El primero es el de Castropodame (indicio 913) donde, como en Las Médulas, se explotó la Fm. Santalla (41), aunque se tocaron otras unidades; lo mismo ocurre en el indic io 1114, de los medianos, mientras que en los demás (indicios 427, 433 y 872) la unidad extraída fue Las Médulas (45).

Área de La Cabrera Corresponde a la cuenca de este río, afluente por la izquierda del Sil. Los ind icios se sitúan en los municipios de Puente de Domingo Flórez, Benuza, Castr illo de Cabrera y Encinedo.

Geológicamente el área está situada en el núcleo del Sinclinal de Truchas, y el río drena la Cuarcita Armoricana (8), las Fms. Luarca y Agüeira (9) y algunos pequeños afloramientos del Silúrico (11). La mayoría de los indicios se sitúan en coluviones (48), mientras que otros se encuentran en la Fm. Las Médulas (45) o sobre aluviales (52).

Todos los indicios corresponden a labores romanas, y ninguno sobrepasa el tamaño pequeño. El mayor de todos ellos es el indicio 1082, en el que se ll egaron a remover 2,2 millones de m³ de la Serie conglomerática poligénica miocena (41). Parte de los sedimentos terciarios rojos explotados en el yacimiento de Las Médulas, descrito en el apartado anterior, están al noroeste de la cuenca del Cabrera, así como parte de los canales de agua necesarios para la explotación minera.

170 Oro

Área del Omañas Esta área se sitúa al noroeste de la Cuenca del Duero, adentrándose en el Anticlinorio del Narcea. Los indicios están situados en los municipios de Murias de Paredes, Riello, Valdesamario, Las Omañas, Soto y Amio y Santa María de Ordás.

La mayoría de los indicios de la cuenca del río Omañas se sitúan sobre aluviales cuaternarios (52), estando el resto en la Fm. Arenas de Utril las (29), la Serie conglomerática poligénica miocena (41), la Facies Tierra de Campos (42), la raña (47) o las terrazas (51). Es una de las zonas sobre las que más trabajo se ha desarrollado en el s. XX.

En el área del indicio 1057, situada en las proximidades del pueblo de Las Omañas, los romanos realizaron numerosas labores para extraer el mioceno (42), la raña (47), la terraza cuaternaria (51) y el aluvial (52) del río del mismo nombre, próximo a su confluencia con el río Luna. Se ha estimado que en estas labores se han removido entre 20 (ITGE, 1993) y 12 millones de m³.

Desde principios de este siglo el aluvial actual ha sido objeto de interés para diversas compañías. En los años 20 una compañía inglesa instaló una draga próxima a la confluencia del río Omañas con el Luna. Una avenida del río te rminó con el intento. En 1934-35 la Dome Mining Co cubicó unas reservas de 24 millones de m³, con una ley de 220 mg/m³, como conclusión de una campaña con 75 sondeos. En los años 1944-45 la compañía vasca, con participación inglesa, Aurífera del Órbigo, S.A. realizó una nueva campaña de investigación, mediante sondeos y pozos, con la que cubicó 15 millones de m³ con 145 mg/m³. El intento de explotación que llevaron a cabo fracasó debido a las dif icultades para alcanzar, con el material empleado, la zona más enriquecida. En los años 1981 a 1983 SEVELAR, S.A. arrendó las concesiones a IMEBESA e inició una nueva investigación tratando de comprobar los resultados de Dome. Se realizaron 94 nuevos sondeos intercalados en perfiles con los de esa compañía. Como resultados de esta nueva campaña se cubicaron unas reservas de 23 millones de m³, con una ley en torno a 150 mg/m³ (JCL 5, 1985).

El indicio 670 es un proyecto de PMC/SEVELAR, representando un área restringida de la anterior, que explotaría el aluvial entre 2,2 y 7 m de profundidad, cubicado en 5,4 millones de m³ y 161,8 mgAu/m³.

Un trabajo anterior, realizado por Río Tinto Minera en 1974 sobre los aluviones terciarios, cubicó 40 millones de m³ con una ley de 64 mg/m³ de oro recuperable.

Área de Luna Se sitúa en la cuenca de este río, antes de unirse con el Omañas para formar el Órbigo, estando los indicios situados en los municipios de Soto y Amio, Las Omañas, Santa María de Ordás, Cimanes del Tejar, Rioseco de Tapia y Carrocera.

Ocupa el ángulo noroeste de la Cuenca del Duero, proviniendo los materiales detríticos terciarios y cuaternarios del Antiforme del Narcea y la Zona Cantábrica. Más de la mitad de los indicios están situados en la Serie detrítica Eo-Oligocena (36), mientras que los demás se encuentran en la Facies Tierra de Campos (42), la Serie conglomerática silícea mio-pliocena (45) o en coluviones (48).

Oro 171

Todos los indicios corresponden a labores romanas, todas ellas pequeñas, habiendo removido en la mayor 20.000 m³ (indicio 700).

Área del Tuerto-Órbigo Se sitúa esta área al norte de Astorga y La Bañeza, localidad esta última donde van a confluir estos dos ríos.

Los materiales detríticos terciarios y cuaternarios, que han explotado las labores mineras, provienen esencialmente de la Serie de los Cabos (7) y las Fms. Luarca y Agüeira (9), pertenecientes a la Zona Asturoccidental-Leonesa. La mayoría de las labores están situadas en la Facies Tierra de Campos (42) y, en menor medida, en la Serie conglomerática poligénica miocena (41) o en coluviones (48). Hay también indicios en los abanicos aluviales, terrazas fluviales y aluviales cuaternarios.

Todos los indicios corresponden a labores romanas, siendo las mayores los indicios 1267 y 1270, con 800.000 y 500.000 m³ removidos respectivamente.

Área de Jerga-Turienzo Esta área se encuentra situada al oeste de Astorga, y abarca la cuenca de estos dos ríos, que son afluentes del río Tuerto en las proximidades de esa loc alidad. Se extiende sobre siete municipios.

El 40% de los indicios se sitúan en la Serie conglomerática poligénica miocena (41) y otro 35% en la Facies Tierra de Campos (42). El resto de ellos están en coluviones, terrazas o aluviales cuaternarios. Estos ríos drenan los materiales de la Serie de los Cabos (7) y las Fms. Luarca y Agüeira (9), así como zonas con estructuras de cabalgamiento de la primera sobre las otras dos.

De los 70 indicios existentes, todos ellos labores romanas, solo dos tienen un tamaño medio (indicios 1166 y 1171), con un volumen removido del orden de 6 millones de m³ cada uno. Ambos encajan en la Serie conglomerática poligénica miocena.

Área del Duerna Corresponde a la cuenca de éste río, situada al oeste de La Bañeza, estando los indicios distribuidos en siete municipios.

Casi la mitad de los indicios están situados en la Serie conglomerática poligénica miocena (41), estando los demás enclavados en la Facies Tierra de Campos (42), Coluviones (48), Terrazas fluviales (51) y Aluviales (52). Esta cuenca drena los materiales de la terminación oriental del anticlinal de Toral, y el límite entre las Zonas Asturoccidental-Leonesa y Centroibérica, constituidos fundamentalmente por el Grupo Cándana (3), la Serie de los Cabos (7) y la Cuarcita Armoricana (8).

La gran mayoría de los indicios corresponden a labores romanas, de las cuales 6, que se han considerado de tamaño mediano, han removido entre 5 y 20 millones de m³ (indicios 1137, 1139, 1153, 1161, 1172 y 1174). Las labores, sobre todo estas grandes, no explotan una unidad geológica determinada, sino varias de ellas a la vez, frecuentemente la Serie conglomerática poligénica miocena, la raña, y varias

172 Oro

unidades cuaternarias: coluviones o abanicos aluviales, terrazas fluviales y aluviales actuales.

A mediados de los años 70 Río Tinto Minera y SMMPE, S.A. llevaron a cabo sendas investigaciones en las terraza y los aluviales del río Duerna. En 1982 -83 una cubicación realizada por Río Tinto Minera de sus registros mineros, y de los que habían sido de SMMPE, S.A., proporcionó unas reservas de 70 m illones de m³, con una ley de 110 mg/m³, hasta 5 m de profundidad (JCL 5, 1985).

En 1995 se ha realizado la declaración de impacto ambiental de un proyecto de Río Tinto Minera, S.A., denominado Valduerna y situado en el municipio de Luyego, indicio 1334, con unas reservas de 3,6 millones de m³ y una ley de oro de 110 mg/m³, a explotar en 6 años (BOCyL, nº 213, 1995).

Área del Ería Es la más meridional de las áreas con oro que se han distinguido en la Cuenca del Duero, situándose al noroeste de Benavente, en cuyas proximidades va a confluir el río Ería con el Órbigo. Se extiende por los municipios de Truchas, Castrocontrigo, Luyego, Castrocalbón y San Esteban de Nogales.

La cuenca drena la terminación oriental del Sinclinal de Truchas constituido por la Serie de los Cabos (7), la Cuarcita Armoricana (8) y las Fms. Luarca y Agüeira (9), con sus rocas subvolcánicas intercaladas. La mayoría de los ind icios se sitúan en la Serie conglomerática poligénica miocena (41), estando los restantes en la raña (47), en coluviones (48), las terrazas (51) y los aluviales (52).

En las terrazas 3 y 4, y sobre todo en el aluvial del río, Río Tinto Minera cubicó, hasta 5,3 m de profundidad y seleccionando bloques, unas reservas de 27,6 millones de m³, con una ley de oro de 109 mg/m³ (JCL 5, 1985).

PMC/SEVELAR tienen cubicado en el aluvial del río Ería, entre 1,6 y 5,6 m de profundidad, 1,6 millones de m³ con 169,3 mg/m³ (indicio 1326).

Otra áreas Además de estos distritos delimitados por su mayor abundancia de indicios, hay oro secundario en otras áreas: en el Estefaniense (17) de las Cuencas Carboníferas de El Bierzo o La Magdalena; en puntos más o menos aislados de la Zonas Asturoccidental-Leonesa y Centroibérica; o en distritos definidos para otras sustancias: Riaño-Estalaya, Sinclinal de Alcañices, Barruecopardo-Valderrodrigo, Granito del Jálama, Granito de la Alberca y Falla de la Granja. En el Área de Hermisende-La Tejera hay un indicio de oro primario y otro de secundario. Hay también indicios de oro secundario en otros puntos de la Cuenca del Duero.

COBRE

Las mineralizaciones de cobre se han agrupado en cinco distritos mineros principales, que se describen a continuación.

Cobre 173

Distrito de Cármenes-Villamanín (10) Situado entre los ríos Luna y Porma, en los municipios de Sena de Luna, Villamanín, Cármenes, Valdelugueros y Boñar (León), se trata de un distrito alargado de oeste a este, como ya señalaban Ypma et al. (1968). Explotado en la segunda mitad del siglo XIX y en la primera mitad del XX, los estudios real izados en los últimos años han permitido que se cuente actualmente con un buen conocimiento metalogénico sobre él.

Situado en la Zona Cantábrica, al sur de la Falla de León, se extiende principalmente por la Unidad de La Sobia-Bodón y la parte norte de Somiedo-Correcillas. La roca encajante de las mineralizaciones es, en más del 80% de los casos, la Caliza de Montaña (13) y, en otro 10%, las calizas de la Fm. San Emiliano (13). Otras formaciones en las que encaja son la serie terr ígena de San Emiliano (14) o las Calizas de Láncara (6).

Se trata de mineralizaciones complejas de Cu, Co y Ni, como elementos dominantes, con U, Au, As, Se y elementos del Grupo del Platino como minerales asociados (Paniagua, 1993). Son yacimientos epitermales, con una morfología irregular, de relleno de cavidades kársticas, filoncillos y venas. Paniagua y Rodríguez Pevida (1988) destacan la presencia de Cu y As como elementos mayores, estableciendo un zonado, en relación con la Falla de León, con un predominio de Co y Ni en la parte norte, más cerca de ella, de U en el centro, y de Pb y Zn en el sur. Se han producido procesos sucesivos de dolomitización y silicificación, con removilización de la materia orgánica y grafitización parcial. Son muy importantes los procesos de alteración supergénica, consistentes en lixiviación ácida y oxidación.

Entre los 56 indicios del distrito destacan por su importancia las minas Profunda (indicio 197) y Providencia (indicio 199).

La mina Profunda (197) fue descubierta en 1859 (Soler, 1883), aunque se han encontrado hachas de cobre y mazas de piedra neolíticas, así como restos de un poblado romano denominado Bustefrades, que podría estar ligado a la explotación del cobre. Las primeras explotaciones importantes comenzaron en 1883, siendo la explotación más intensa desde finales del s. XIX a principios del XX, cuando se construye la planta de tratamiento de Villamanín. No obstante el proceso metalúrgico es muy poco eficiente, no lográndose una buena separación del Cu, Co y Ni. La mina cerró en 1920, aunque se siguieron lavando las escombreras hasta 1933, y se hicieron numerosas labores de investigación en las proximidades, que no tuvieron éxito. En 1953 se descubre la presencia de trazas de torbernita y otros minerales de uranio, que investigó la Junta de Energía Nuclear a principios de los años 60, y se lavan las escombreras, para la extracción de cobalto y níquel, que con nuevos métodos de separación se obtienen fácilmente (Lacasa, 1934b; Hernández Sampelayo, 1932; JCL 9, 1986; Paniagua, 1993).

En la Profunda se explotó una pipa subvertical irregular, que puede asimilarse a un prisma de 20 por 25 de base, y 180 m de altura, encajada en la Caliza de Montaña, en una zona brechificada, en la que se intersectan fracturas subverticales de dirección E-O, paralelas a la Falla de León, con otras de dirección SO-NE. Los procesos identificados son de endokarstificación hidrotermal, dolomitización y silicificación (Paniagua, op. cit.; Paniagua et al., 1987). La mineralogía es muy

174 Cobre

compleja y estos autores citan la presencia de 58 especies minerales. La ley de la mineralización era de 2,2% Cu, 1,5% Ni, 0,9% Co y 0,1% Se (JCL 9, 1986).

La mina Providencia (199), situada 1 km al norte de la anterior, fue el único descubrimiento que tuvo lugar a raíz de la intensa actividad investigadora a que d io lugar el hallazgo de La Profunda. En ella la mineralización, muy irregular, tiene forma de cilindro subvertical de unos 100 m de altura, con fuerte inclinación al sur. Fue explotada entre 1906 y 1914, extrayendo la zona de ox idación, pero a partir de entonces hubo muchos problemas de recuperación por el carácter refractario de la mena. Se extrajeron unas 10.000 t de mineral, que en su mayoría quedaron en superficie esperando un tratamiento metalúrgico más eficaz. Después de la realización de estudios mineralúrgicos en Londres, que dieron lugar al descubrimiento de un nuevo mineral denominado villamaninita (Schoeller and Powel, 1920), un disulfuro complejo del grupo de la pirita, donde además de Fe hay Ni, Cu, y Co, se construyó una planta de tratamiento, activa entre 1920 y 1936, en un nuevo intento de explotación, que tuvo bajas recuperaciones, mucho peores que las de La Profunda, por su extremadamente compleja mineralogía. La ley de la mina es de 1,6% Cu, 0,9% Ni y 0,7% Co. Nuevos estudios mineralúrgicos realizados en 1957 permitieron alcanzar recuperaciones del 70%, pero los trabajos mineros llevados a cabo en 1962-63, bajo las labores antiguas, tuvieron resultados negativos (Ypma et al., 1968; Paniagua, op. cit.).

Las condiciones fisicoquímicas de depósito de estos yacimientos son epite rmales para los tres estadios de depósito hipogénico. A partir del análisis de monocristales de uraninita se ha establecido la edad de la mineralización de la mina Profunda en 273 ± 11 millones de años. Asimismo, a partir de análisis isotópicos de plomo, se ha datado la mineralización de la mina Providencia en 270 ± 12 millones de años (Paniagua, op. cit.; Paniagua et al., 1993). Esta edad, Pérmico inferior, es algo posterior a la de la rocas ígneas de la Zona Cantábrica.

Otros indicios en la Cordillera Cantábrica En algunos de los indicios de Pb, Zn, Cu, Ba, asociados a la Caliza de Láncara

(6) en el Área de Babia (22), y su prolongación hacia el este, predomina el Cu, como en el indicio 111.

Hay otros tres indicios de Cu, Co, Ni (As, Au) situados en el Distrito de Riaño-Estalaya (indicios 281, 296 y 323). Encajan en calizas de la Fm. de Lois -Ciguera o del Grupo Pando (13). En todo caso, en muchas de las mineralizaciones de ese distrito es destacable la presencia de Cu, que en estos casos es predominante.

Además de los anteriores, hay otros 28 indicios de Cu dispersos en la Zona Cantábrica. La mayoría de ellos encajan en las calizas de Láncara (6), Santa Lucía (12), Montaña (13) o equivalentes. En cuanto a tamaño, la m ayoría de ellos se han clasificado como indicios, y solo cuatro se han cons iderado pequeños.

Área del Antiforme del Narcea (11) Está situada al noroeste de León, en los municipios de Palacios del Sil, Murias de Paredes, Riello, Santa María de Ordás y Barrios de Luna.

Cobre 175

Aunque alguno de los indicios se sitúa en la Fm. Mora (1), en el núcleo del antiforme, los demás se encuentran en ambos flancos, en los Grupos Cándana (3), muy mayoritariamente, y Herrería (3).

Por la presencia de oro destacan sobre las demás las m inas de Peña Negra (indicio 54) y 2ª Cobriza (648), que han sido estudiadas con detalle por la Junta de Castilla y León (JCL 15 y 17, 1986), en las Áreas de Salientes-Cuevas del Sil (5) y de Andarraso (6), respectivamente. Al describir anteriormente estas áreas se ha dado información sobre estas minas, en las que destaca su contenido en oro.

Área de Otero de Herreros (12) Está situada al sur de Segovia capital y las mineralizaciones encajan en varias de las unidades que constituyen el Sistema Central, las Series metasedimentarias indiferenciadas (4), el Ortogneis de Guadarrama-Somosierra, y los granitos de Otero de Herreros y Villacastín-El Espinar.

La mineralización es de Cu; Cu, W; o Cu, Zn, Sn, W. Se presenta en skarn o filones, frecuentemente con carácter polimetálico y, dependiendo de si predomina el Cu o el W, se han clasificado en las clases 3 o 7. Asimismo se han distinguido dos distritos mineros para estas dos sustancias en el Áreas de Otero de Herreros, (12) y (43). Las mineralizaciones del área se describen conjuntamente en el apartado dedicado a Sn y W.

Área de Revenga (13) Está situada al sureste de Segovia capital, en los municipios de Segovia, Palazuelos de Eresma y Trescasas.

La mineralización encaja en las Series metasedimentarias indiferenciadas (4) y en los Ortogneises de Guadarrama-Somosierra (53).

Frecuentemente se trata de skarnoides, con una mineralización de Cu , de Cu, Zn, W o de Cu, Fe, As. Tiene una estrecha relación con el Área de Otero de Herreros (12), de la que está muy próxima. Tornos (1989) considera estos skarns análogos a los de del Área de Otero de Herreros (12 y 45).

Área de Lara (14) Está situada en la provincia de Burgos, en los municipios de Jurisdicción de Lara, Hortigüela, Campolara, Villaespasa, Contreras y Monasterio de la Sierra, en la hoja 277 del MTN de E.1:50.000.

La mineralización es de Cu, con U posible, y encaja en conglomerados y areniscas de los Grupos Tera (26) y Oncala (28). Se considera de tipo red bed.

El indicio más destacado es la Mina María Luisa (1393) .

176 Cobre

Otras mineralizaciones en la Cordillera Ibérica En el Área de la Sierra de La Demanda hay otros cuatro indicios de cobre, dos

de ellos encajados en areniscas del Grupo Tera, de tipo red bed. Los otros dos encajan en Paleozoico.

También en la Cordillera Ibérica, en el municipio de Magaña (Soria), hay otro indicio de Cu en areniscas del Grupo Tera.

En el Distrito del Moncayo hay otro pequeño indicio de cobre.

Formación Vegadeo En estrecha relación con las mineralizaciones de Pb, Zn de la Fm. Vegadeo (23), aparecen seis indicios en los que el cobre es predominante, encajados en esta unidad o en el Grupo Cándana (3). Están situados en los municipios de Vega de Valcarce, Barjas, Oencia, Sobrado y Corullón (León). De ellos el más importante es el denominado Barjas (indicio 843).

Otras áreas Hay además algunos indicios de cobre dispersos en la Zona Centroibérica, Zona Asturoccidental-Leonesa y Región Vasco-Cantábrica, de los que quizás el mayor es el denominado Huidobro (830), situado en la provincia de Burgos, encajado en Aptiense-Albiense (28). Se trata de una mineralización de tipo red-bed.

Hay además indicios de cobre en distritos distinguidos para otras sustancias: Área del Barraco-Hoyo de Pinares (26), Distrito de Barruecopardo- La Fregeneda (35), Distrito del Granito de Ricobayo (31) y Área del Sinclinal de Alcañices (25) .

HIERRO Y MANGANESO

España ha sido un productor tradicional de hierro, llegando a ser, durante el final del s. XIX y el primer cuarto del actual, uno de los primeros productores del mundo. No obstante, las leyes y calidades exigidas actualmente por la s iderurgia hacen que algunos de los minerales de los yacimientos españoles encuentren problemas para su aprovechamiento (Lunar, 1991 y 1992).

Entre los principales yacimientos españoles figuran los hierros sedimentarios ordovícicos del Distrito de Ponferrada-Astorga (15), y los del Distrito del Moncayo (20).

A nivel mundial, y desde el punto de vista económico, entre los distintos tipos de yacimientos de hierro los más importantes son los de hier ro sedimentario. En Castilla y León se ha explotado hierro sedimentario en varios pisos de la columna paleozoica, entre los que cabe destacar los hierros del Ordovícico, Distrito de Ponferrada-Astorga (15) y Calizas de la Aquiana (16); del Silúrico, Fm. San Pedro (17) y Distrito del Sinclinal de Alcañices (18); y del Devónico.

Hierro y Manganeso 177

Distrito de Ponferrada-Astorga (15) Los yacimientos principales del distrito se sitúan entre estas dos localidades de la provincia de León, dibujando el llamado arco externo u oriental de los hierros españoles del NO (Lunar, 1977), que continúa en Asturias y Galicia hasta Ribadeo. Los de Castilla y León están localizados en los municipios de Villafranca de El Bierzo, Balboa, Trabadelo, Congosto, Molinaseca, Brazuelo y Astorga, a lo largo de 80 km. Parte de ellos, como el Coto Vivaldi y las labores más occidentales de Coto Wagner, bajo la Cuenca de El Bierzo. Bajo ésta se ha seguido la mineralización con geofísica (Fig. 17).

Son yacimientos de hierro sedimentario de tipo oolítico y es tán situados en la Zona Asturoccidental-Leonesa. Están encajados en el tramo medio de la Fm. Luarca (9), del Ordovícico medio, intercalados entre pizarras verdes ricas en cuarzo, a techo de una cuarcita verde con clorita que sirve como nivel guía en las explotaciones. Hay varios niveles mineralizados, con potencias que alcanzan hasta 20 m, dos de ellos con mayor continuidad lateral. La potencia media en el Coto Wagner es de 8,7 m y 5 la del Coto Vivaldi. Es destacable la capa de techo, que llega a alcanzar potencias de hasta 20 m. Las mineralizaciones más importantes, Coto Vivaldi, Coto Wagner y Coto San Bernardo (indicios 907, 916 y 1243, respect ivamente) se encuentran en el sinclinal de Castrillo del Monte, el Coto Wagner y la mina Doña Juana (indicio 1247) en el flanco norte, mientras que el Coto San Bernardo se encuentra en el sur (Gutiérrez Marco et al., 1984; Lunar, 1991; ITGE, 1993).

La existencia de los hierros oolíticos en el Ordovícico es conocida desde finales del s. XIX, comenzando su investigación en 1899. Han estado en producción entre los años 1951 y 1982, en que cerró el Coto Wagner, llegando a ser la provincia de León el mayor productor de hierro de España. Estos yacimientos ordovícicos contienen los mayores recursos nacionales de hierro, y fueron intensamente investigados en los años 70 (ITGE, 1993).

Sus minerales principales son óxidos (magnetita), carbonatos (siderita) y sil icatos de hierro (cloritas). Como accesorios, pirita, calcopirita, arsenopirita, marcasita, apatito, rutilo, ilmenita y grafito. El apatito está siempre presente y la explotabilidad de los yacimientos está en función de su mayor o menor abundancia. En el sector comprendido entre Ponferrada y Astorga, y como consecuencia del metamorfismo de contacto producido por el granito de Ponferrada, hay importantes modificaciones mineralógicas y geoquímicas. Hacia Astorga, hay una disminución progresiva del contenido en magnetita y sulfuros (pirrotina, calcopirita, arsenopirita), y un aumento del contenido en siderita. El contenido en fósforo también disminuye progresivamente hacia Astorga, de modo inverso al contenido en carbonatos.

Los Cotos Vivaldi y Wagner tienen unas reservas de 226,5 y 13 Mt Seguras, mientras que las del Coto San Bernardo son de 30 Mt. Su ley media es de 52-53% Fe, 0,36% Mn, 9,5-9,8% SiO2, 6,8-7,2% Al2O3, 0,8% P, 0,11-0,30% S, 2,5-2,8% CaO y 0,8-0,9% MgO (IGME, 1980; Vázquez, 1983). Los principales problemas que tienen estas menas son su contenido en fósforo y el tratamiento del mineral carbonatado.

178 Hierro y Manganeso

En cuanto a su génesis, su depósito está relacionado con la transgresión ordovícica, que tiene lugar durante el Arenig y el Llanvir, sobre el margen norte del continente


de Gondwana. Tendría lugar en cuencas restringidas, con óptimas condiciones para la sedimentación química (Lunar, 1991). Dentro de los yacimientos ordovícicos, los del Ordovícico superior se consideran ligados a interrupciones en la sedimentación a comienzos del Caradoc.

Otros yacimientos ordovícicos Se han explotado otros horizontes ferríferos en el Ordovícico de la ZAOL, el primero de los cuales, y el más extendido en el noroeste de España, está s ituado en el techo de la Serie de Transición (7) o en la base de La Fm. Luarca (9), como en el indicio 998, en la proximidades del Puerto de Manzanal; o en los indicios 1118, 1119 y 1308, situados en la vertiente sur del Teleno, ya en la ZCI, en los que la mineralización se encuentra cementando areniscas, o como niveles oolíticos, y a los que Llopis y Fontboté (1959) les calculan unas reservas de 3,5 Mt (SMMPE, S.A., 1982). Dado el carácter transgresivo de la Fm. Luarca, el aporte de hierro a la cuenca es más relevante cuando cesa el de los sedimentos terrígenos groseros y comienza el de la unidad pelítica.

En el denominado arco interno u occidental (Lunar, 1977), en el Sinclinal de Peñalba se ha explotado un horizonte ferruginoso muy continuo, de unos 2 m de potencia, situado a techo de la sucesión ordovícica, o en la base del Silúr ico, que suele estar presente cuando falta la Fm. Calizas de la Aquiana (indicios 867 y 1111). Es un tipo de depósito distinto a los anteriormente descritos, denominado pelitas con fragmentos, que ha sido interpretado como un hardground (Abril Hurtado, 1981; Mata et al., 1981). Ha sido explotado intermitentemente entre los s. XV y XIX para las herrerías locales (ITGE, 1993).

Calizas de la Aquiana (16) Aparecen estas mineralizaciones en los municipios de Sobrado, Puente de Domingo Flórez, Carucedo, Borrenes y Ponferrada (León).

Se trata de yacimientos de óxidos de hierro pulverulentos, que rellenan bolsadas kársticas en la Fm. Caliza de la Aquiana (10), a techo del Ordovícico. La mineralización es de goethita con más del 50% Fe, y hasta 2% Zn, y se enriquece cuando la karstificación llega hasta la base de la formación, en contacto con las pizarras de la Fm. Luarca. Están probablemente asociados a la form ación de paleosuelos ferruginosos en la base del Silúrico, antes descrita (SMMPE, S.A., 1982; ITGE, 1993).

Han sido objeto de labores recientes, aunque probablemente fueron ya explotadas por los romanos (indicio 1090), quedando en sus proximidades restos de fundiciones.

Formación San Pedro (17) Tiene una amplia representación regional entre los municipios de Villablino y San Emiliano, y el de Boñar (León).

Son yacimientos de hierro oolítico, que encajan en esta formación areniscosa silúrica en las Unidades de Somiedo-Correcillas y La Sobia-Bodón de la ZC. El


mineral principal es hematites, que está asociado a cloritas y minerales fosf atados, llegando a formarse verdaderas acumulaciones de fosfatos, con una matriz de cuarzo (Paniagua, 1993).

El depósito de la formación se habría producido en una plataforma litoral ce rcana a la costa. Esta plataforma formaba parte de una cuenca sometida a un proceso de rifting, asociado al cual existía un vulcanismo subaéreo de tipo básico. El hierro que forma los oolitos provendría de la alteración del material volcánico en condiciones subaéreas (Suárez de Centi, 1988; Suárez Rodríguez et al., 1994).

Distrito del Sinclinal de Alcañices (18) Son más de cien los indicios de Fe y Mn de este distrito, situado al NO de Zamora. La mayoría de ellos encajan en el Silúrico (11), pero los hay también en las Fms. Cuarcita Armoricana (8) y San Pedro de las Herrerías (9), ambas del Ordovícico, y en el Devónico (11). Casi todos son estratiformes, y se les ha atribuido un origen sedex, pero los hay también filonianos.

Las mineralizaciones de hierro ordovícicas del flanco norte del Sinclinal de Alcañices eran ya explotadas en época romana, y a ellas hay referencias del siglo pasado, fundiéndose el mineral en localidades cuyo nombre hace referencia a esta actividad, como San Pedro de las Herrerías. Fueron explotadas hasta principios de este siglo. En cambio las del flanco sur no eran conocidas hasta recientemente (Fernández, 1994; Fernández et al., 1995).

Las mineralizaciones del flanco norte se encuentran en un nivel con estructura bandeada, de 50-60 cm de potencia, de una gran continuidad lateral, interestratificado a techo del Arenig. Se trata de una mineralización de magneti ta, totalmente transformada a hematites, goethita y limonita. Las del flanco sur están en una posición estratigráfica análoga, en niveles de 0,2 a 2 m de potencia, con magnetita y/o hematites. Son yacimientos depositados en una plataforma externa, en un medio marino somero, en el margen N del continente de Gondwana (Fernández y Moro, 1996a). El hierro provendría de áreas cont inentales situadas al S y SO, y habría sido transportado a la cuenca absorbido en la superficie de minerales arcillosos como la illita. Los yacimientos se habrían formado posteriormente, durante la diagénesis y el metamorfismo de estos yacimientos ricos en hierro, a temperaturas de 265 ó 246ºC (Fernández y Moro, 1996b).

Hay también mineralizaciones de hierro sedimentario en las pizarras ordovíc icas, pero de escasa importancia (Moro, 1988).

Asociados a los sedimentos volcano-sedimentarios del Silúrico superior, de carácter ácido, del núcleo de sinclinal, en los que alternan pizarras, tufitas y delgados bancos de chert, aparecen niveles centimétricos de manganeso. Están constituidos por pirolusita, cryptomelana/psilomelana y cuarzo microcristalino. En un paquete de 10-20 m pueden aparecer más de 100 capas, en una serie mult icolor (JCL 8, 1986).

Son mineralizaciones singenéticas, de tipo exhalativo-sedimentario (sedex), producidas por la precipitación de Mn, Si y Fe aportados al fondo del mar por soluciones hidrotermales por respiraderos exhalativos o fuentes termales. Ce rca del foco precipitan Si y Fe, y más lejos, en condiciones más oxidantes, el Mn. La relación Fe/Mn es en Alcañices de 0,15 (Turrión, 1988; Turrión y Moro, 1989a y b). Fueron explotadas en los años 40 y 50.


En estrecha relación con los anteriores, tanto genética como temporal, están los depósitos de barita con sulfuros metálicos de Fe, Zn y Cu, que se descr iben con detalle en los apartados de estas sustancias. La existencia de importantes depósitos de sílice, de fosfatos, de manganeso y de sulfuros metálicos en los sedimentos del Wenlock superior son la manifestación de la importancia de los procesos exhalativos en el Sinclinal de Alcañices (Moro, 1988).

Yacimientos del Devónico Hay yacimientos sedimentarios de hierro de esta edad tanto en la ZCI, como en la ZC. Para estos últimos, y tanto para los yacimientos silúricos como para los devónicos, el hierro procedería de la meteorización, en un medio subaéreo, de rocas volcánicas de carácter básico, de un área emergida situada hacia el NE (García Ramos, 1980; García Ramos et al., 1987).

Área de Sierra de La Demanda (19) Los indicios situados en esta área se encuentran en los municipios de Barbadillo del Pez, Riocavado de la Sierra, Barbadillo de Herreros y Valle de Valdelaguna, en la provincia de Burgos.

No es un distrito homogéneo como los anteriormente descritos, sino que tiene yacimientos con distinta tipología y encajados en materiales de distintas edades.

Estos yacimientos han sido descritos por Boquera y Jiménez (1975) y Gil Serrano et al. (1977).

Un primer tipo lo constituye una mineralización de cuarzo con hematites, que se dispone en filones y stockwork (indicios 1401, 1402 y 1406), que encajan en las Fms. Barbadillo del Pez y Riocavado (3).

Por otra parte, asociada a las dolomías cámbricas de la Fm. Mansilla (6) y a las pizarras carbonatadas de Azarrulla (7) hay una mineralización sinsedimentaria dispersa constituida por pirita, siderita, ankerita, oligisto y magnetita. Esta última aparece en nivelillos y ha sido removilizada y recristalizada. Hay un enriquecimiento de hierro asociado a fracturas. No ha habido ninguna explotación de este tipo de mineralización en la parte castellana de la Sierra de La Demanda y sólo hay algún indicio (1400).

En el cuadrante sureste de la Sierra de La Demanda, al sur del sinclinal mesozoico de Canales, hay una mineralización que se dispone en filones de cuarzo de dirección N100ºE, alineadas E-O. Tienen corridas de 1 a 3 km y potencias de hasta 50 m. En parte silicifican la roca de caja. Tienen una mineralización de hematites, que se dispone de forma arrosariada rellenando huecos en el cuarzo .

Filones de este tipo aparecen al este de Huerta de Arriba y al norte de Neila, y se adentran en La Rioja, donde tienen su máximo desarrollo. Atraviesan las Fms. Barbadillo del Pez y Riocavado (3), Mansilla (6) y la Sucesión de La Demanda (7). Para ellas se ha invocado un origen en relación con los procesos metamórficos.

Hay al fin otro tipo de mineralización, que aparece al sur de la Sierra de La Demanda. El hierro se encuentra en forma de óxidos e hidróxidos en estructuras de desecación, costras, formas arriñonadas y anillos, a muro de los conglomerados de


la base de la Facies Buntsandstein (19), sobre el paleorrelieve de las formaciones cámbricas. Por debajo, rellenando fracturas abiertas en los materiales cámbricos, aparecen brechas arcillosas con óxidos de hierro, en forma de cuña. De carácter secundario recuerdan a las que se describen a continuación en el Distrito del Moncayo (20). No han sido explotadas, y sobre ellas sólo hay algún indicio (1410).

Distrito del Moncayo (20) Los yacimientos de este distrito están situados en los municipios de Ólvega, Borobia, Ágreda , Cueva de Ágreda y Beratón, de la provincia de Soria. Están enclavados en la Serie Ibérica (7) o en el Buntsandstein que la recubre (19).

Son yacimientos explotados desde la antigüedad, con referencias a ellos prerromanas (García de Cortázar y González Vesga, 1994), así como del s. XIV (Gual Camarena, 1970).

Junto con los del Distrito de Ponferrada-Astorga (15), son los yacimientos de hierro más importantes de la Comunidad. De entre ellos cabe destacar las minas de Borovia (Gandalia: indicio 1579) y Ólvega (Petra: 1577), activas hasta los años 1989 y 1990 respectivamente.

Según Pérez Ingelmo (1990) la mineralización es masiva, y está constituida por una interdigitación de acículas de hematites. Rellena zonas de fractura, que cortan las pizarras ordovícicas intensamente transformadas por la alteración pretriásica. Con posterioridad a la mineralización se han producido brechificaciones.

Para este autor, estos depósitos de hematites pueden tener origen exógeno. Una importante alteración pretriásica habría liberado el hierro, que se acumularía en horizontes ferruginosos. Más tarde, cuando este paisaje acorazado estuviese en desequilibrio, debido a un cambio climático y a una tectónica de bloques, por la reactivación de las fallas prehercínicas, o al alejamiento de la red hidrográfica, el hierro migraría desde las partes más altas a las zonas más bajas, acumulándose en zonas preferenciales. La mineralización es pretriásica, ya que los conglomerados basales del Buntsandstein contienen cantos de mineral en las cercanías de los yacimientos (Aragonés Valls, 1978).

Área de Arcos de Jalón (21) Se extiende por los municipios de Medinaceli y Arcos de Jalón, en la provincia de Soria.

El área se encuentra situada en la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica, estando los indicios en el contacto mesozoico-terciario, alineados en dirección NO-SE, en lo que podría ser una falla del tipo Ventaniella (Lendínez, 1991).

Las mineralizaciones, de tipo kárstico, consti tuyen un horizonte ferruginoso, más o menos continuo, a lo largo de 2,5 km, al NO de la N-II. Al SE de ésta la potencia de la mineralización es mayor, pero no hay tanta continuidad de afloramiento.

Está constituida de goethita-limonita bastante pura, laminada frecuentemente, depositada sobre un paleorelieve fuertemente karstificado, que se desarrolla sobre distintas unidades: f. Muschelkalk (20), f. Keuper (21) o Lías (22). Hay inyecciones de gel de hierro en los conglomerados miocenos (41 y 45) (JCL 10, 1986).

Mercurio 183

MERCURIO

En Castilla y León las mineralizaciones más importantes de mercurio están localizadas en la Zona Cantábrica, principalmente en la provincia de León, aunque hay también un indicio en Palencia. También en la ZC se encuentra la mina de Sb y Hg denominada Rita y S. Vicente, en el municipio de Maraña (indicio 14). En la ZAOL los minerales de mercurio son minoritarios: en el ind icio de oro de Coto Rabón, en Palacios del Sil (indicio 64), y en las minas de Zn y Pb de Sobrado y Antonina (870 y 874).

Dentro de la ZC, las mineralizaciones están encajadas casi siempre en la Caliza de Montaña (13), aunque la mina de Miñera de Luna (indicio 121) está s ituada en las Fms. Huergas y Portilla (12).

Se encuentran dispersas en todas las grandes unidades estructurales, sin preferencia manifiesta por ninguna de ellas, lo que ha dado lugar a que se i ncluyan en un distrito minero único. De carácter epitermal, están en relación con fracturas y rocas intrusivas tardihercínicas (Luque et al., 1989).

En los años 50 y 60 los yacimientos de mercurio de la Zona Cantábrica, en Asturias y León, llegaron a producir hasta 10.000 frascos de mercurio (un frasco de mercurio pesa aproximadamente 34,5 kg), colocándose entre los diez principales productores del mundo. Entre 1965 y 1972 había en actividad de 6 a 10 minas, en las que trabajaban 700 personas.

A finales de los años 60, pero sobre todo entre 1970 y 1972, se desplomó el precio del mercurio, que en esos dos años pasó de 220 a 60 £/frasco. Todas las explotaciones de mercurio cerraron en la zona.

Un estudio muy completo de estas mineralizaciones es el de Luque (1985). Luque et al. (op. cit.) las caracterizan desde el punto de vista geoquímico. También Paniagua (1993) trata sobre ellas. Se describen a continuación brevemente los principales yacimientos.

Escarlati y Riosol

Estas minas (indicios 11 y 12) se encuentran a menos de 1 km entre sí, en la cabecera del río Esla, en la zona de los puertos de las Señales y Tarna. Aunque los primeros intentos son de los años 40, la mina de Riosol estuvo en explotación entre 1961 y 1969, obteniéndose 10.000 frascos de mercurio entre 1964 y 1968; mientras que Escarlati tuvo su época de mayor actividad entre 1969 y 1972. El lavado del mineral se hacía en el caserío de Riosol. También la tostación inicialmente, mientras que en la última etapa se hacía en la planta de Riaño.

El cuerpo extraído en Riosol, visto en una sección longitudinal vertical, tiene forma de boomerang. Corresponde a una zona brechificada, de 3 a 8 m de potencia, contenida en un plano de fractura de dirección N110ºE, que buza al norte alrededor de 65º. Se accedió a él mediante 7 socavones, a cotas comprendidas entre la 1600 y la 1810.

184 Mercurio

La mineralización en Escarlati también está contenida en una fractura, de d irección NO-SE, que fue explotada mediante 5 socavones, a cotas comprendidas entre la 1595 y 1670.

En los dos yacimientos la roca encajante es la Caliza de Montaña (13), con color de gris oscuro a más claro, por su contenido en materia orgánica. De forma local aparecen silicificaciones, así como una cierta dolomitización irregular. Cuando la caliza aparece brechificada, los cantos, de forma irregular, tienen tamaños comprendidos entre 0,2 y 5 cm. El espacio entre los cantos está relleno por calcita. En Riosol el cinabrio aparece asociado a calcita que rellena fisuras, o sobre fisuras o huecos de la caliza silicificada, a veces en ejemplares de hábitos cristalinos casi perfectos, que llegan a alcanzar los 5 cm. En Escarlati es mayor la silicificación y argilización de las calizas, y llegan a ser localmente abundantes la antimonita y la fluorita. Es frecuente la presencia de óxidos de Mn y Fe, que son más frecuentes hacia el SE. Al sur de Riosol hubo pequeñas explotaciones sobre rellenos kársticos manganesíferos y, de hecho, las labores de investigación iniciadas en 1957 en la mina de Riosol buscaban concentraciones residuales de óxidos de hierro y manganeso en los rellenos kársticos.

Miñera de Luna

Esta mina (indicio 121) está situada unos 500 m al este de la localidad del mismo nombre, en el municipio de Barrios de Luna, al este del embalse.

Existen restos de labores antiguas, que se creen de origen romano. En 1945 se inició la explotación del yacimiento, con su máxima actividad en los años 50. La planta se hizo en 1958. Cerró hacia 1970. Tiene tres niveles, entre las cotas 1195 y 1230.

Es el único yacimiento de Hg de la ZC encajado en Devónico, tanto en León como en Asturias. Se encuentra en el flanco norte del sinclinal Abelgas -El Pedroso y está controlado por la falla de Sabero-Gordón, de dirección E-O, que pone en contacto las areniscas de la Fm. Huergas y las calizas de la Fm. Portilla (12). La zona brechificada que origina llega a alcanzar un espesor de 5-6 m. El área mejor mineralizada corresponde a la intersección de esa estructura principal con una falla transversal de dirección N20ºE.

La mineralización es de cinabrio como mineral principal, con rejalgar, orop imente y pirita como accesorios. Se encuentra en bolsadas o columnas de alta ley, en el cruce de las fallas o en la zona de brecha de la falla de Sabero-Gordón. En concentrados a la batea se han encontrado partículas muy finas de oro nativo.

Valverdín

Este indicio (211), situado en el municipio de Cármenes, encaja en el contacto mecanizado de materiales carbonatados y lutítico-carbonosos del tramo medio de la Fm. San Emiliano (13), cuando es intersectado por una fractura de dirección NE. La mineralización constituida por cinabrio y rejalgar como minerales mayoritarios, y oropimente y pirita como subordinados, se dispone en múltiples vetillas a techo de las calizas, donde éstas son muy ricas en materia orgánica, y aparecen bioturbadas, o en las lutitas, siempre en las proximidades del contacto. Las calizas aparecen localmente silicificadas. Al NE hay otros indicios (215 y 216).

Mercurio 185

Lois

En las proximidades de la localidad de este nombre, en el municipio de Crémenes, se encuentran dos minas y un indicio de mercurio.

En Lois Oeste (indicio 836) la mineralización está situada en una fractura N115ºE, que buza 65ºS, de la familia de la Falla de León. Corta las calizas del Miembro Bachende (13) de la Fm. de Lois-Ciguera (Heredia et al., 1990). La zona de fractura está reconocida en 300 m, con potencias de 0,3 a 2 m. El cinabrio aparece disperso en la brecha originada por la fractura o, con calcita epigenética, en venillas y bolsadas en las calizas. Las calicatas realizadas en la parte más alta han proporcionado leyes de 0,3 a 1,2% Hg.

Hay labores superficiales antiguas, probablemente romanas, y la compañía Astur -Belga de Minas, S.A. realizó trabajos en los años 60. Trazaron un socavón superior, a cota 1508, que cortó una mineralización con leyes próximas al 1% Hg. Unos 40 m por debajo se trazó un nuevo transversal, con resultados negativos. Las labores se abandonaron en 1971.

La mineralización de Lois Este (indicio 277) está en relación con fracturas N80ºE, y buzamiento al norte, que cortan, brechifican y silicifican la Caliza de Montaña (13). Las zonas de brecha tienen potencias desde decimétrica a 2-3 m, con cantos de 0,2 a 1,5 cm. El cinabrio aparece tanto en estas brechas (ya sea en los clastos o en la calcita que constituye su cemento), como en los hastiales, hasta 1-2 cm de la zona brechificada, así como en huecos de origen kárstico. Fue explotada en los años 60, realizándose junto a la mina la molienda y la tostación.

Pedrosa del Rey

La mina de mercurio de Pedrosa del Rey (indicio 302) está situada al sur del Embalse de Riaño, bajo cuyas aguas se encuentra la localidad que le da nombre, en el municipio de Boca de Huérgano. Las labores de este siglo se hicieron sobre labores antiguas, algunas posiblemente romanas, y comenzaron en 1943, para recuperar Hg y As, alcanzando su mayor actividad entre 1968 y 1971. Las labores más importantes son subterráneas, y se extienden entre las cotas 1128 y 1180. Hubo un intento de desarrollar un cielo abierto sobre el monte denominado El Nido. Todo el mineral extraído se llevaba a una planta de tratamiento próxima a Cangas de Onís (Asturias).

La mineralización encaja en Caliza de Montaña (13), en un afloramiento de ésta que aparece entre fracturas de dirección E-O, del sistema de la Falla de León. En la zona explotada, la caliza aparece brechificada, con un espesor de 2 a 14 m, con cantos de caliza dolomitizada gris de 1 a 5 cm. Las calizas tienen colores de gris oscuro a negro y están silicificadas en el entorno de la m ineralización; han sufrido también dolomitización y caolinitización incipientes. Luque (op. cit.) señala que la ley del yacimiento estaba entre 0,2 y 0,8%, con un valor medio de 0,45% Hg, aunque hubo una bolsada cerca de superficie con leyes de alrededor del 20% Hg, con la presencia también de Sb.

Según Loredo et al. (1988) las mineralizaciones Riosol, Lois y Pedrosa del Rey presentan como paragénesis característica la de cinabrio-estibina-fluorita. El cinabrio se habría depositado en zonas de elevada porosidad primaria o

186 Mercurio

secundaria, a partir de soluciones hidrotermales con temperaturas comprendidas entre 100 y

Plomo, Cinc y Cobre 187

150ºC y presiones de 200 a 600 bares. Para Paniagua (1993) la temperatu ra de formación oscila entre los 100 y los 220ºC, en condiciones de presión próximas a la hidrostática.

Existe una relación genética de las mineralizaciones epitermales de Hg con las meso-epitermales de As, Sb, Au (Distrito Riaño-Estalaya, 1), correspondiendo los depósitos de Hg a las partes más superficiales del sistema (Gutiérrez Villarías et al., 1989; Heredia et al, 1990). Los yacimientos de Hg están en relación con las grandes fracturas y los intrusivos tardihercínicos. Las soluciones hidrotermales podrían haber utilizado la fracturación distensiva correspondiente a un rift continental desarrollado durante el Pérmico (Martínez García, 1981; Luque y Martínez García, 1983; Luque, 1992)

Según Luque et al. (op. cit.) en su estudio de los elementos traza asociados a los cinabrios, hay cinabrio con Sb en Riosol y Pedrosa del Rey; con As, también en Pedrosa del Rey; con Mn, en Riosol y Pedrosa del Rey; y con Au, en Riosol, Miñera de Luna y Pedrosa del Rey. Destacan estos autores el interés que puede tener el Hg en la prospección de As, Sb, Au (Distrito de Riaño-Estalaya, 1).

PLOMO, CINC Y COBRE

Área de Babia (22) Está situada en esta comarca de la provincia de León, en los municipios de San Emiliano, Cabrillanes, Sena de Luna y Villamanín.

Han sido objeto de pequeñas explotaciones desde finales del s. XIX, para la extracción de barita y plomo. Una de las labores ha estado activa hasta 1970 (indicio 100).

La mineralización, de barita, esfalerita y galena como minerales principales, y calcopirita como accesorio, se encuentra en la U. de Somiedo-Correcillas, siempre entre los Miembros inferior y Medio de la Fm. Láncara (6) (Zamarreño, 1972). Constituye niveles lenticulares estratiformes de hasta 200 m de longitud y 2 m de potencia. El encajante se encuentra dolomitizado, de modo que la dolomía envuelve a la mineralización, siendo más extensa hacia el muro. Los sulfuros se encuentran diseminados en zonas silicificadas (Cuervo et al., 1994).

Los niveles mineralizados se encuentran plegados por los pliegues de acomodación de los cabalgamientos y desplazados por fracturas hercínicas, lo que indicaría que la mineralización es prehercínica. La composición isotópica del S de la barita indica que proviene directamente del sulfato marino y es posible que sea cámbrico. El S de los sulfuros deriva de su reducción biogénica. Cuervo et al. (1994 y 1995) sugieren que fluidos de baja temperatura (<200ºC), posiblemente connatos, con Zn y Pb reaccionarían con ese S. Su movimiento estaría provocado por la compactación de los sedimentos profundos de la cuenca o, más probablemente, por la existencia de una etapa extensional durante el Paleozoico inferior. La dolomitización de las calizas aumentaría la porosidad, lo que favorecería la circulación de aquellos fluidos. Serían por tanto yac imientos diagenéticos, de tipo Mississippi Valley.

188 Plomo, Cinc y Cobre

Fm. Vegadeo (23) Los indicios encajados en esta unidad están situados en los municipios de Vega de Valcarce, Oencia, Sobredo, Trabadelo, Corullón y Carucedo, en la provincia de León.

Las calizas de la Fm. Vegadeo se encuentran en ambos flancos del anticlinorio de Toral (o de Sarria), en el Dominio del Manto de Mondoñedo, en la ZAOL (Fig. 17).

Las mineralizaciones de cinc y plomo asociadas a esta unidad se extienden entre la mina de Rubiales (Lugo), en el límite con Castilla y León, donde se cub icaron 18,6 Mt con 7,3% Zn y 1,3% Pb, y Mina Antonina, en Toral de los Vados (León), indicio 874, explotada por Río Kumer, S.A. entre 1965 y 1983, con 0,7-1,4 Mt, con 5,3% Zn, 5,2% Pb y 47 gAg/t. En el Proyecto Santa Bárbara (Corullón, León), indicio 880, se han cubicado unas reservas de 2,5 Mt, con 10,47% Zn, 7,08% Pb y 50 gAg/t (SMMPE, S.A.-ENADIMSA, 1985).

La Fm. Vegadeo ha sido dividida en tres miembros (Zamarreño et al., 1975; Zamarreño, 1983): Miembro inferior, de hasta 50 m de espesor y con abundantes cambios laterales de facies, que es una alternancia de calcoesquistos, calizas negras, calizas blancas sacaroideas y pizarras verdes intercaladas; Miembro Medio, de unos 150 m de potencia, que está constituido por calizas de grano fino con abundantes estructuras sedimentarias, intensamente dolomitizadas; y, Miembro superior, discontinuo y poco potente, de 3 a 15 m, compuesto de calcoesquistos, filitas, pizarras, calizas y pizarras verdes. Estas ú ltimas, de pocos centímetros de espesor y situadas a techo, han sido interpretadas como cineritas (Rabu, 1975). Todas estas rocas se habrían depositado en una plataforma estable, con facies de plataforma somera a intertidal.

En la Fm. Vegadeo se distinguen cuatro tipos de mineralizaciones de Zn, Pb (Ag) estratoligadas (Tornos y Ribera, 1992; ITGE, 1993):

- mineralización de muro, que se desarrolla en el Miembro inferior, en unas calizas blancas muy recristalizadas, y que consiste en nivelillos milimétricos, discontinuos, de esfalerita pobre en hierro y galena, que reemplazan a una pirita previa.

- mineralización silícea, situada a techo de la formación, en el contacto con la Serie de los Cabos (7), y que consiste en unas masas de cuarzo recristalizado. Es el tipo más extendido de mineralización, aparece de una forma casi cont inua a lo largo de 40 km, tanto en el flanco norte como en el sur del anticlinorio de Toral, con potencia media de 3 m y máxima de 10-15 m. Estas rocas parecen reemplazar el Miembro superior y la parte más alta del Medio, tanto lateral como verticalmente. La mineralización la forman, como componentes mayoritarios, esfalerita y galena con algo de calcopirita.

- brecha carbonatada, que está localmente situada entre la anterior y la Fm. Vegadeo, entre 4 y 7 m por debajo de las pizarras negras de la Serie de los Cabos, aunque puede llegar hasta 14 m (SMMPE, S.A., 1981 y 1982). Está formada por calcita y dolomita y una mineralización de sulfuros similar a la anterior. A veces engloba cantos angulosos de la caliza inalterada.

- brecha clorítica, en una posición similar a la de la mineralización silícea, aunque con mayor potencia que ésta, consiste en una brecha con fragmentos de la caliza, cementada por calcita hidrotermal en gruesos cristales, clorita, illita, galena,


esfalerita y calcopirita. Como accesorios hay tetraedrita, bismuto y bismutina. El contacto con la mineralización silícea es neto, mientras que es gradual con la Fm. Vegadeo. Solo es observable en las zonas más profundas de la Mina Antonina o en Santa Bárbara.

Son las brechas carbonatadas las portadoras de la mineralización y, por tanto, el objetivo de la investigación en Santa Bárbara (Hermosa, 1994).

El estudio de los isótopos de S y O, realizado por Tornos et al. (1992), indica que la mineralización de muro está ligada a procesos diagenéticos muy tempranos, y que el azufre provendría de la reducción de los sulfatos marinos.

También proponen un origen diagenético, ligado a la compactación de la cuenca paleozoica, para la mineralización de techo. Aguas meteóricas o connatas poco salinas, a temperaturas relativamente elevadas (unos 200ºC), habrían circulado por el contacto entre la Fm. Vegadeo (6) y la Serie de los Cabos (7) suprayacente. Los canales de circulación preferente serían el tramo superior del Miembro Medio y el Miembro superior que, con sus múltiples estructuras sedimentarias, tendrían una elevada porosidad. Mientras gran parte del azufre podría provenir de los sulfatos diseminados en las calizas, el origen más probable de los metales podrían ser las pizarras suprayacentes. Por sus rasgos geológicos, geoquímicos, así como por el modelo genético propuesto, estos autores consideran estos yacimientos de tipo Mississippi Valley. Trabajos más recientes de estos autores (Tornos et al., 1996) atribuyen, principalmente a partir de argumentos puramente geológicos, una edad tardihercínica a la mineralización, siendo los fluidos que forman la mineralización mezcla de las aguas metamórficas y las superficiales.

Los yacimientos de cinc y plomo estratoligados del Cámbrico de la ZAOL (Fm. Vegadeo) son equivalentes a los de la ZC (Fm. Láncara: Área de Babia, 22), y ambos son comparables a otros yacimientos del Cámbrico perimediterráneo, como los de Cerdeña, en Italia, o la Montagne Noire, en Francia (Ribera et al., 1992; Boni et al., 1993; Tornos y Arias, 1993).

Los isótopos de plomo de la galena dan edades entre 481 y 510 Ma (Ordovícico inferior) para los indicios de muro, y entre 481 y 510 Ma (Cámbrico inferior y medio) para los de techo (Tornos et al, op. cit.)), Estos datos indican que las mineralizaciones son premetamórficas (¿diagenéticas?) en origen, y similares a las de Cerdeña o la Montagne Noire, lo que también guarda paralelismo con otros yacimientos de cinc y plomo cámbricos europeos.

Área de Corporales (24) Está situada en los municipios de Lucillo, Castrillo de Cabrera y Truchas, en la provincia de León.

Se trata de un grupo de filones de cuarzo con galena, encajados la mayoría de ellos en la Fm. Rozadais (9), en el núcleo del Sinclinal de Truchas. Su dirección más frecuente es NNE, aunque hay otros más próximos a E-O. Los más importantes parecen haber sido las minas Fastias (indicio 1293), El Bustiel y El Argañal (1299).


Área del Sinclinal de Alcañices (25) Hay en este sinclinal mineralizaciones de sulfuros de tipo sedex y filonianas, estas últimas en las proximidades del pequeño cuerpo granítico de San Martín del Pedroso.

Tipo Sedex

En la parte más occidental del sinclinal hay bastantes indicios de sulfuros, de Fe (indicios 1453, 1454) o de Zn, Cu y Pb (1450, 1486 y 1487), asociados con el volcanismo ácido silúrico-devónico (JCL 8, 1986). Localmente hay indicios en los que se ha detectado la presencia de Co y Ni, asociados a metavolcanitas básicas (1659).

Este tipo de mineralizaciones fueron el objetivo fundamental del Proyecto Samir de los Caños, de la Asociación IGME-PRN-BESA, en el Sinclinal de Alcañices. En las áreas de Latedo y Sejas de Aliste se perforaron cinco sondeos, tres en la primera (indicio 1485) y dos en la segunda. Los resultados de la campaña fueron negativos, puesto que solo cortaron indicios de sulfuros masivos, pero han sido estudiados para completar el conocimiento de los yacimientos exhalativo-sedimentarios depositados en el Sinclinal de Alcañices durante el Silúrico: fosfatos, barita, manganeso y sulfuros (Timón, 1995; Timón et al., 1996a y b).

Los sulfuros de Fe (Zn y Cu) se presentan en lechos centimétricos, predominantemente interestratificados en una alternancia de pizarras grafitosas y rocas carbonatadas del Silúrico inferior, aunque siguen estando representados en el resto de la serie. Los sulfuros más abundantes son pirita y pirrotina, mientras que calcopirita, esfalerita y arsenopirita son solo visibles al microscopio. La barita es un mineral accidental, que sin embargo fue explotada en otras áreas del sinclinal.

Los resultados de los análisis químicos realizados indican un origen sed imentario tanto de la pirita como de la pirrotina. Los estudios isotópicos indican también el origen sedimentario de las piritas y que estas se habrían formado a partir del H 2S generado por la reducción bacteriana de los sulfatos marinos.

El Fe, Zn y Cu habrían sido aportados a la cuenca durante el Silúrico por centros exhalativos hidrotermales, al igual que el Ba, P y Mn de otras áreas del sinclinal (Moro et al., 1994 y 1995; Turrión y Moro, 1989a y b).

Filonianas

Están situadas en los municipios de Trabazos y Rábano de Aliste, en la provincia de Zamora.

Se encuentran en la parte más occidental del sinclinal, varios de ellos alineados con dirección NNE y en relación con el granito de San Martín del Pedroso (13), formando parte de su cortejo filoniano, constituido por materiales aplíticos y filones de cuarzo y carbonatos, con galena, esfalerita, pirita, arsenopirita y calcopirita. Las rocas encajantes de los filones han sufrido una fuerte silicif icación (Moro, 1988).


Área de El Barraco-Hoyo de Pinares (26) Está situada en los municipios de San Juan de la Nava, El Barraco, San Bartolomé de Pinares, Cebreros y El Hoyo de Pinares, en la provincia de Ávila.

Es un conjunto de filones de cuarzo, con pequeñas mineralizaciones de tipo BPG, encajados en fracturas tardihercínicas, de dirección NE, la mayoría de ellos situadas en los granitos biotíticos de la Sierra de Gredos, en el Sistema Central.

Sánchez Fernández et al. (1989), estudian el sector más occidental, que denominan área de El Barraco, y siguiendo a Ubanell subdividen en dos las fracturas NE-SO, que consideran las de más desarrollo. Uno comprendido entre N50 y 60ºE (que incluye fallas tales como la de Plasencia), que sería el más antiguo, y otro N70ºE. Entre dos de las primeras, la de La Paramera-Cruz de Hierro y la del Burguillo, se sitúan los diques de cuarzo, a veces con mineralizaciones BPG, denominados cuarzos del Alberche. Pueden alcanzar hasta 30 ó 40 m de potencia, y tienen carácter arrosariado. Otra dirección importante, y a veces mineralizada, es la ONO-ESE.

La mineralización la constituyen esfalerita y galena como minerales principales, con pirita como accesorio, en una ganga de cuarzo, con algo de carbonatos y barita. La roca de caja aparece fuertemente silicificada.

Para estas mineralizaciones se ha invocado un origen ígneo de tipo epitermal (Vindel, 1982; Gutiérrez Maroto et al., 1986), o en el tránsito de meso a epitermal (Lillo et al., 1992). Para otros autores (Locutura y Tornos, 1985; Tornos et al., 1991) se habrían producido por la mezcla de dos fluidos: los de los antiguos sistemas hidrotermales, que involucran aguas meteóricas en células convectivas, que lixiviarían los metales de los granitos (Tornos, 1989), y otros, con aguas freáticas, oxidadas y más salinas, probablemente en relación con paleosuperficies y con la extensión Permo-Triásica, que descenderían por las zonas más permeables. La mezcla de estos fluidos provocaría la desestabilización de las soluciones y el depósito de esfalerita y galena.

En indicios tales como Chorro Marrueco (2186) y Solana del Parrao (2187) se conocen denuncias y labores intermitentes desde finales del siglo pasado. De principios del s. XX son las labores de La Reina (indicio 2184) y de los años 40-50 las del 2188.

Área de Cameros Este (27) Las mineralizaciones aparecen bastante dispersas, al este de la provincia de Soria, en los municipios de Yangüas, San Pedro Manrique, Magaña, Villar del Campo, Cigudosa, San Felices, Ólvega y Cueva de Ágreda.

Tienen morfologías y tipologías distintas, aunque las que han dado lugar a explotaciones de más interés, indicios 1574 (Loma Charra) y 1582, están encajadas en calizas jurásicas (unidades 23 y 22, respectivamente) y son de tipo kárstico. En cambio los demás encajan en unidades continentales del Cretác ico inferior (26, 27 y 28).

Loma Charra produjo, entre 1967 y 1972, 5.800 t de concentrado, con leyes de 30 a 50% Pb. Su entorno fue investigado en el año 1972 (Rey, 1973; IGME, 1974)


La mineralización de Pb y Zn de Loma Charra ha sido descrita por Arribas y Moro (1985). Corresponde a un paleokarst desarrollado sobre una serie de filoncillos paralelos de dirección N155ºE, en unas calizas paraarrecifales de unos 100 m de potencia, muy fosilíferas y bituminosas, intensamente fracturadas. Para estos autores, por la red de fisuras y filones percolarían aguas superficiales que, en la zona superior, oxidarían los minerales metálicos. En las zonas más profundas se produciría la concentración residual y la precipitación de los sulfuros, junto con sulfatos (barita) y carbonatos (cerusita). El karst, probablemente costero, quedaría fosilizado por los sedimentos wealdenses (26).

Otras áreas Además de en los distritos destacados, hay mineralizaciones de Pb, Zn y Cu en otras áreas definidas para otras sustancias: Áreas de Candín (León), Guijuelo (Salamanca), Otero de Herreros (Segovia), Peña do Seo (León), Sierra de La Demanda (Burgos), Antiforme del Narcea (León) y Granito de La Alberca (Salamanca); en el Campo filoniano de Losacio (Zamora); en la Cordillera Ibérica (Peñalcázar, indicio 1677: Gutiérrez Maroto et al., 1987); en los distritos mineros de Cármenes-Villamanín (León), Morille-Martinamor (Salamanca), Riaño-Estalaya (León y Palencia), Granito de Ricobayo (Zamora), Moncayo (Soria) y, de un modo más indefinido, en la ZC, ZAOL y ZCI.

En la Sierra de La Demanda destaca la mina Carmina (indicio 1374). Es una mineralización de morfología tabular, estratiforme, de esfalerita con ankerita, cuarzo, galena y calcopirita, encajada en las Alternancias del Najerilla, dentro de la Sucesión de La Demanda (7), a la que se le ha atribuido un origen exhalativo-sedimentario (sedex) a partir de datos geológicos, mineralógicos e isotópicos. En un sistema de rift intracontinental, los metales habrían sido lixiviados de sedimentos pelíticos durante la diagénesis, y ascenderían a través de fallas lístricas, depositándose como sulfuros durante el Cámbrico superior en áreas subsidentes (Ibáñez et al., 1993, 1994, 1995 y 1996). Estos autores consideran que las mineralizaciones posteriores en La Demanda, principalmente rellenos filonianos de Pb, Cu y/o Sb, hercínicas, serían herencia de estas primeras. Las mineralizaciones de la Sierra de La Demanda serían a su vez el origen de las anomalías metalogénicas encontradas en la Cuenca Vasco-Cantábrica, en los materiales wealdenses (25) y urgonianos (28).

ESTAÑO Y WOLFRAMIO

Dentro de los Minerales Metálicos, las mineralizaciones de estaño y wolframio aportan, al igual que el oro, el 25% de minas e indicios mineros de la Comun idad.

Los yacimientos de Castilla y León, situados principalmente en las provincias de Salamanca y Zamora, así como en las de León y Segovia, forman parte de la provincia metalogenética de estaño y wolframio del Macizo Hespérico , que se extiende por el oeste peninsular, desde Galicia a Andalucía, así como en Portugal.

Dentro de los trabajos dedicados a estas sustancias, cabe destacar la monografía del IGME (1985) dedicada al wolframio y la de la Junta de Castilla y León (1988) dedicada al estaño. Martín-Izard (1991) y Tornos y Gumiel (1992) hacen

Estaño y Wolframio 193

presentaciones generales de ellas. Otros trabajos se ocupan de la caracterización de los yacimientos del Macizo Hespérico, o de parte de él, como el de Gonzalo y López Plaza (1983), que hace una tipificación estructural, y los de Gonzalo y Gracia Plaza, en 1985 y 1987, que respectivamente se ocupan de los yacimientos de estaño y wolframio, para los que proponen una clasificación económica.

Se pasa a continuación a describir los distintos distritos mineros que se han distinguido de estaño y wolframio.

Área de Peña do Seo (28) Se encuentra al oeste de León, en los municipios de Oencia y Corullón.

La mineralización, de tipo filoniano o stockwork, encaja en los esquistos de la Serie de Villalba (1), intensamente turmalinizados, en el núcleo del anticlinorio de Toral. Se encuentra asociada a fracturas de dirección NNE y NE, en las proximidades del leucogranito de Seo-Cadafresnas, que aparece intensamente greisenizado. Los filones llevan también esas direcciones, y son vert icales o con un fuerte buzamiento al este.

La mineralización es de wolframita, con arsenopirita, calcopirita, pirita, pirrot ina, casiterita y tantalita, en una ganga de cuarzo, sericita y clorita. Se explotó un haz filoniano (indicio 856) de 1000 m de longitud, 250 m de potencia y 300 m de profundidad, formado por hasta 200 filones con potencias de 0,01 a 0,4 m, de los que solo 10 pasan de 0,1 m.

Comenzó su explotación en 1940, en que se comenzaron a lavar aluviones aguas abajo del yacimiento. Las labores de interior se desarrollaron entre 1942 y 1970, en ocho plantas separadas 30 m entre sí, con hasta 500 empleados. El volumen del yacimiento (explotado + reservas) es de 1,35 Mt, con 0,25% wolframita y 0,05% casiterita (JCL 10; 1986; ITGE, 1993).

Área de Ponferrada (29) Las mineralizaciones que se han incluido en esta área se encuentran en los municipios de Ponferrada y Molinaseca, en la provincia de León.

El que Leduc y Glaçon (1975) denominan distrito de Ponferrada lo constituyen dos grupos de yacimientos de wolframio: unos situados al NE de Ponferrada, encajados en el granito de Ponferrada o en la Serie de los Cabos (7), en el Monte Arenas, y otros situados unos 5 km al SE de esta ciudad, entre las localidades de Salas de los Barrios y Villar de los Barrios, denominado Virgen de la Encina o Los Barrios de Salas.

Mineralizaciones del Monte Arenas

La primera concesión para la explotación de wolframita en esta área fue sol icitada en 1910. El granito fue estudiado por Suárez (1970a) y sus mineralizaciones de wolframio por Leduc (1978).

La mineralización aparece en haces de filones, de direcciones comprendidas entre N130 y 170ºE y buzamiento vertical, y en greísenes. Aparece zonada con una zona

194 Estaño y Wolframio

interior de scheelita, en el núcleo del granito, y una exterior de wolframita, hacia los bordes. El paso entre ambas es transicional.

En la zona externa la mineralización se presenta en filones de cuarzo, con wolframita cerca de las salbandas, de hasta 600 m de longitud y 120 m de profundidad. Cuando los filones pasan del granito a su encajante disminuye tanto el número de filones como su ley.

En la zona interna la scheelita se presenta en filones y masas greisenizadas, estando estas controladas por contactos litológicos o fractura de dirección NO -SE o E-O. Los filones son más estrechos y cortos que en la zona externa y tienen entre 1 y 10 cm de potencia, llegando a alcanzar 30 cm. Las leyes varían entre 0,05 y 0,40% WO3. Es aquí donde se encuentran la mayoría de las labores, en un campo filoniano de 1000 por 500 m (indicios 900 a 903 y 905). En la margen izquierda del Sil hay galerías con cámaras de explotación, mientras que en la derecha hay cortas en las que se han explotado las zonas greisenizadas y los filones asociados (indicios 896, 897 y 898). La ley media de este conjunto es de 0,16% WO3 (ITGE, 1993).

Proyecto de Virgen de la Encina

Este yacimiento (indicio 904), ha sido investigado por Leduc et Glaçon (1975), Leduc (1978), Bodega (1982), ENADIMSA (1983) y Arribas Rosado (1983).

La mineralización de scheelita fue descubierta en los aluviales en 1942, siguiéndose a continuación con zanjas sobre filón. Más tarde se realizaron cuatro socavones, siguiendo las labores hasta 1950. Tras algunos intentos de investigación a mediados de los años 70, ENADIMSA realiza una intensa investigación entre los años 1980 y 1982, con tres largas trincheras, que totalizaron 1400 m lineales, y la apertura de la mina Virgen de la Encina, con 780 m de galerías. Su objetivo era cortar transversalmente los filones y cubicar el yacimiento. Virgen de la Encina tiene unas reservas de 3,6 Mt, con 0,12% WO3.

La scheelita se presenta de dos modos distintos. Estratiforme, contenida en niveles calcosilicatados y de cuarcitas feldespáticas, intercalados en la Serie de los Cabos (7), con potencias de 2 a 15 cm, una extensión de 3 a 30 m, y leyes de 2 a 7% WO3; y en filones, en un campo filoniano muy denso de 800 por 350 m (aunque contenido en un zona más amplia de 1000 por 700 m), con una densidad de 3 a 5 cm filón/m. Los filones tienen dirección NE y son subverticales. Tienen potencias variables, entre unos mm y 70 cm, y longitudes inferiores a los 70 m. En profundidad el haz se estrecha, pero los filones son más gruesos y más ricos. Según los estudios de inclusiones fluidas, los filones se habrían formado a temperaturas comprendidas entre 260 y 380ºC, con un máximo entre 300 y 320ºC.

Son filones de cuarzo y moscovita, con apatito y turmalina como accesorios. La mineralización es de scheelita, con molibdenita, bismutina, bismuto, pirita, calcopirita y arsenopirita. Las rocas encajantes han sufrido un ligero metamorfismo térmico, que no tiene relación con el granito de Ponferrada. Sus más importantes alteraciones son turmalinización, seritización y piritización.

La mineralización estratoligada no tiene importancia económica, pero puede ser el origen del wolframio. Ha sido considerada como familiar con los estratos (Leduc et Glaçon, op. cit.), asociada probablemente con procesos exhalativo-sedimentarios distales (Arribas, op. cit.; Arribas Rosado, 1986), habiendo sido removil izada y


concentrada en los filones, quizá por un stock granítico situado bajo ellos, al que se debería el metamorfismo de contacto.

Otros indicios

Unos 6 km al SE de Virgen de la Encina hay una serie de calicatas y algunas galerías, en dos grupos de labores, sobre unos filones de cuarzo de dirección N140ºE, con buzamiento al NE de 80º (indicio 1116). La mineralización es de wolframita, scheelita, arsenopirita y pirita. Fueron explotadas en los años 40 y 50.

Distrito de Calabor (30) El distrito minero de Calabor se ha dividido en tres áreas, que se describen a continuación: la de Calabor, la de Hermisende-La Tejera y la de Villanueva de la Sierra:

a) Área de Calabor

Está toda ella situada en el municipio de Pedralba de la Pradería, al noroeste de la provincia de Zamora.

Es un campo filoniano importante, explotado e investigado para estaño (IGME, 1976 y 1978; Vázquez, 1983). Los filones se disponen en haces de más de 800 m de longitud y unos 30 m de potencia, que encajan en las pizarras ordovícicas de la Fm. San Pedro de las Herrerías (9), en el flanco norte del Sinclinal de Alc añices. Al oeste del área se encuentra el leucogranito de Calabor y una pequeña apófisis granítica, que por su tamaño no está representada en el mapa, situada en el Balneario de Calabor (indicio 1435). Todo el campo filoniano se encuentra en el área afectada por el metamorfismo de contacto, y está recorrido, con dirección NNE, por la falla de Braganza, que se adentra en Portugal centenares de km (Ramírez, 1979).

Los yacimientos más importantes del distrito son las minas Casualidad (indicio 1436), Manolita (1438) y Santa Bárbara (1441). La mina de Montesiños, en Portugal, es la continuación hacia el SO de la mina Casualidad.

La mineralización de casiterita y arsenopirita se encuentra en filones de cuarzo, de 20 a 50 cm de potencia, y dirección N70ºE, 60-70ºS. La moscovita se presenta en las salbandas y en el seno de los filones, y a ella va asociada la casiterita.

Todo el área fue objeto de un amplio estudio por parte del IGME en los años 70, utilizando como modelo la mina Casualidad. Esta mina, también denominada Santa Lucía o Pombo, fue explotada e investigada por Promotora de Minas de Carbón, S.A. a principio de los años 80. Tiene unas reservas seguras de 1,8 Mt, y 4,6 Mt posibles, con una ley de 1.154 gSn/t. Hay además un aluvión mineralizado con 1,3 Mm

3, con una ley de 230 gSn/m

3. También investigó esta empresa la mina

Manolita.

Santa Bárbara fue investigada por ENADIMSA en los años 80 (Bodega, 1982). Tiene unas reservas de 2,5 Mt posibles, con 985 gSn/t.


b) Área de Hermisende-La Tejera

Está situada en los municipios de Lubián y Hermisende, al NO de la provincia de Zamora.

Geológicamente está situada al oeste del leucogranito de Calabor, entre éste y el granito biotítico de La Gudiña. La mayoría de los indicios encajan en las pizarras ordovícicas de la Fm. de San Pedro de las Herrerías (9), afectadas por metamorfismo de contacto, o en las del Silúrico (11), o en el granito de Calabor.

La mineralización, de casiterita y wolframita, se encuentra en filones de cuarzo de direcciones variadas entre NO y NE, que son verticales o buzan fuertemente al este. Se ha detectado la presencia de oro, tanto primario como secundario (JCL 21, 1986).

c) Área de Villanueva de la Sierra

Todos los indicios incluidos en esta área se encuentran en el municipio de P ías, al NO de la provincia de Zamora.

La mineralización la constituyen filones de cuarzo con casiterita, que encajan en las Serie de Porto (4) o la Cuarcita Armoricana (8), en un área con abundante presencia de diques pegmatíticos.

Distrito del Granito de Ricobayo (31) Se extiende por los municipios de Alcañices, Fonfría, Villardiegua de la Ribera, Villadepera, Moralina, Pino, Villalcampo y Muelas del Pan, en la provincia de Zamora, al oeste de la capital.

El núcleo del distrito es el granito de dos micas de Ricobayo, pero las mineralizaciones encajan también en otras unidades: los Esquistos de Villalcampo (4), la Fm. Ollo de Sapo (5), la Fm. Puebla (7), la Cuarcita Armoricana (8) y la Fm. San Pedro de las Herrerías (9). Pierrel et al. (1981) lo denominan Distrito de Villadepera.

Las mineralizaciones de estaño presentes en el distrito son de tres tipos, s egún Fernández Turiel (1988): 1, diseminaciones de casiterita en aplitas, aplopegmatitas y leucogranitos; 2, filones de cuarzo con casiterita encajados en estos mismos materiales; y 3, filones de cuarzo con casiterita encajados en las series metasedimentarias regionales. Estos últimos son los más abundantes y los que han tenido más importancia económica, explotándose esporádicamente desde época romana hasta nuestros días.

Sus direcciones predominantes son N30-40ºE, N60-70ºE, N85-105ºE y N110-130ºE. La precipitación de la casiterita tuvo lugar a temperaturas superiores a 300ºC y presiones inferiores a 2 kbar (Fernández Turiel, op. cit.).

En los Esquistos de Villalcampo (4), al SW de esa localidad, hay lentejones calcosilicatados con mineralizaciones de W (Sn y P), con potencias de 0,01-1 m y longitudes muy variables. Son equiparables a los descritos en el Distrito de Morille-Martinamor (41) y en otras áreas en el CEG. En la misma zona se ha cartografiado un nivel interestratificado de rocas volcánicas ácidas, de carácter riolítico, de 5 m


de potencia y 1 km de longitud. Estas mineralizaciones estratocontroladas, de tipo skarnoide, tienen origen volcánico-exhalativo y metamórfico (Gil y Moro, 1991).

De los 38 indicios registrados, cabe destacar las minas Santa Elisa (1516), Dorinda (1637) y Rosario (1650). Otros indicios, como los de Brandilanes (1588 a 1592) fueron investigados en los años 70 y a comienzos de los 80.

Santa Elisa

Esta mina (indicio 1516), situada junto a la localidad de Arcillera, en el municipio de Alcañices, es un stockwork de filones de cuarzo con casiterita, situado en la prolongación hacia el NO del granito de Ricobayo, en relación con una cúpula granítica. Los filones, de dirección N60ºE, con buzamiento al N de 80º, encajan en la Fm. San Pedro de las Herrerías (9). El stockwork tiene 450 m de longitud, 300 m de ancho y más de 100 m de profundidad. Predominan las venas de 3 a 10 cm de potencia, con una densidad de 1 vena/m. La casiterita se encuentra en las salbandas de los filones de cuarzo, en filones de greisen y diseminada en la roca de caja.

Además de como casiterita, hay Sn como varlamofita, un mineral de estaño, hierro y arsénico (Gómez Limón et al., 1993 y 1994).

El yacimiento se explotó a cielo abierto, en dos cortas, y fue investigado por var ias compañías. En 1984 se instaló una nueva planta, con capacidad para 120.000 t/a, pero la crisis del estaño del año 1985 arruinó el proyecto. Las reservas son de 11 Mt, con 400-700 gSn/t. Se han explotado también aluviones al N del pueblo.

Dorinda

Situada en el municipio de Villalcampo (1637), explotó cuatro filones de cuarzo con casiterita, de dirección N35-40ºE, con buzamiento de 70 a 90ºE, que encajan en los Esquistos de Villalcampo (4). También con dirección N40ºE, unas veces como sills subhorizontales, y otras como diques de más de 50º de buzamiento, hay una red de diques de leucogranito en los que encaja la mineralización, como casiterita diseminada (Pierrel et al., 1981). Explotada en varias épocas, estaba activa a comienzos de los años 80, y ENADIMSA realizó 4 sondeos de investigación. Las reservas según diversas fuentes están entre 250.000 t, con 0,4-0,6% Sn (JCL 3, 1985; JCL 8, 1986) y 1 Mt, con 0,7% Sn (Vázquez, 1983).

Rosario

Situada en Muelas del Pan (1650), es un stockwork de cuarzo con casiterita, con dirección prácticamente perpendicular a casi todos los otros ind icios del distrito, N120ºE, 70ºN. Se encuentra en el borde norte del granito de Ricobayo, en el flanco sur del Sinclinal de Alcañices. Explotada hasta 1980, año en que ENADIMSA realizó un pozo y 2 galerías de investigación (Bodega, 1982), tiene unas reservas de 1,35 Mt, con 0,14% Sn, según TOLSA.


Área del Granito de Villaseco-Pereruela (32) Está situado al este del distrito anterior, al SO de Zamora, en los municipios de Villalcampo, Villaseco, Almaraz de Duero y Pereruela.

La mayoría de las explotaciones, que han sido pequeñas y de baja ley, encajan en diques graníticos en los Esquistos de Villalcampo (4) o en el leucogranito de dos micas, con moscovita dominante, de Villaseco-Pereruela.

Han sido objeto de varios estudios recientes (Hernández Sánchez, 1989; Gil et al., 1989; Hernández Sánchez y Moro, 1991). Según estos autores, las mineralizaciones se pueden dividir en dos grupos: las aplitas albitizadas con casiterita y los filones de cuarzo con casiterita. La mineralización de los filones está relacionada espacial, temporal y genéticamente con la cizalla de Villalcampo, que abre vías para que aquella tenga lugar.

ENADIMSA investigó el área al sur de Almaraz de Duero (indicio 1702), encontrando la casiterita asociada a bandas graníticas (aplopegmatíticas) de dirección N120ºE, con potencias de hasta 300 m y corridas del orden de los 2.000 m. Las mejores leyes obtenidas en las calicatas realizadas, con muestras cada 10 m, fueron de 550-650 gSn/t sobre 70 m de potencia. Las mejores leyes de wolframio son del orden de los 450-550 gWO3/t, en potencias de 30-40 m, que en general no coinciden con las de estaño (Bodega, 1982).

Área de Brincones - Zafara (33) El área se extiende entre estas dos localidades, con dirección NNE-OSO, dividida en dos zonas por el Embalse de la Almendra. Los indicios están en los municipios de Muga de Sayago, Fariza y Villar del Buey, en la provincia de Zamora, y Brincones e Iruelos, en la de Salamanca.

Se trata de yacimientos de cuarzo con wolframita, de tipo filoniano, salvo uno de tipo placer, que encajan en los leucogranitos del Domo del Tormes y algunos stocks de granitos biotíticos como el de Brincones.

Fueron objeto de explotación artesanal durante la II Guerra Mundial y algunos de ellos (indicios 1682, 1683, 1685 y 1805) fueron sondeados por ENADIMSA en los años 80.

Para Gonzalo y López Plaza (1983) los indicios de Brincones están relacionados con una cizalla dextra de dirección N-S, mientras que los de Zafara-Muga de Sayago lo estarían con la fracturación tardihercínica, de dirección NNE a NE.

Área de Masueco-Valderrodrigo (34) Se extiende entre estas dos localidades, al oeste de la provincia de Salamanca.

Los yacimientos en ella situados se alinean en dirección N150ºE, siguiendo una cizalla dúctil dextra de esa dirección, a la que las mineralizaciones están asociadas (Gonzalo y López Plaza, 1983).

Se trata de filones de cuarzo, con scheelita, wolframita, pirita, arsenopirita y oro, encajados en esquistos y láminas de leucogranitos, con dirección N130-160ºE.


La mina Morina (o Plus Ultra, indicio 1720) se encuentra al sur de Masueco, y fue explotada en los años 50. En ella se combinan estructuras asociadas a la posible cizalla, y otras NNE, encajadas en granito, propias del distrito situado inmediatamente al oeste, el de Barruecopardo-La Fregeneda. En un trabajo de investigación geológico-minera de la Junta de Castilla y León realizado en la zona se detectó la presencia de oro (JCL 24, 1986), al igual que en otros indicios del área de Masueco, lo que dio lugar a un estudio de detalle. En ese trabajo se cita una cubicación del yacimiento de 1,2 Mt, con 1.700 gWO3/t, realizada por el IGME en 1972.

Hacia el SE se sitúa la mina de Valderrodrigo (mina Saturno, 1798), explotada para wolframio hasta 1980. La mineralización se presenta en filones de cuarzo con scheelita y arsenopirita, de dirección NO-SE, frecuentemente boudinados, que encajan en micasquistos pertenecientes a la Fm. Aldeatejada (3) y en bandas de un granitoide de dos micas, más o menos foliado. Una investigación realizada por la compañía austríaca FREN en 1980, con 46 sondeos, le permitió cubicar unas reservas de 3,07 Mt de todo-uno, con 1.100 gWO3/t. St. Joe Minera posteriormente, en los años 1982-83, cambia el objetivo del proyecto, al descubrir la presencia de oro y realiza un intenso trabajo de investigación. También la Junta de Castilla y León estudió y muestreó el yacimiento (JCL 24, 1986).

Distrito de Barruecopardo-La Fregeneda (35) Ocupa una extensa área al oeste de la provincia de Salamanca, que se extiende desde la frontera portuguesa, por el oeste, hasta Encinasola de los Comendadores, al este, y entre Lumbrales al sur y Masueco, al norte.

En ella son predominantes las rocas graníticas, de las unidades de Barruec opardo, Lumbrales y Saucelle, que intruyen la Fm. Aldeatejada (3). Ésta se encuentra afectada por metamorfismo regional de distinto grado, desde la zona de la biotita, a la de la andalucita-cordierita o la sillimanita (López Plaza et al., 1982), y de contacto, en la proximidad de los cuerpos graníticos.

En este distrito hay varios yacimientos importantes de Sn y/o W, como Barruecopardo (indicio 1776), La Fregeneda (1747) o Lumbrales (1842). Por otra parte hay que destacar la presencia de oro, lo que dio lugar a un detallado estudio de la Junta de Castilla y León (JCL 24, 1986).

La mineralización principal en el distrito va asociada a filones de cuarzo que ocupan fracturas de tensión de dirección NNE-OSO y fuerte buzamiento al este, que encajan tanto en los metasedimentos, como en los granitos de dos micas (López Plaza et al., op. cit; Gonzalo y López Plaza, 1983). Entre los filones se distinguen dos tipos (JCL 24, 1986):

- Filones de cuarzo con abundantes sulfuros, principalmente arsenopirita y p irita, con wolframita, scheelita y valores anómalos de oro, que intruyen tanto en los granitos como en los metasedimentos. Cuando la pirita es el sulfuro predominante las leyes de oro son muy bajas, como ocurre en Barruecopardo y en los indicios próximos, en la parte central del granito.

- Filones de cuarzo con casiterita, wolframita y sulfuros, que encajan en los metasedimentos. Es el caso de La Fregeneda, Lumbrales, Macrina, etc. No suelen tener valores de oro.


Hay además mineralizaciones de casiterita asociada a pegmatitas, que son muy frecuentes en los campos pegmatíticos de La Fregeneda y Aldeadávila, y que llevan la misma dirección de los filones.

En cuanto al oro, del primer tipo son mineralizaciones tales como las de Mina Marta (indicio 1769), constituida por haces de filones de cuarzo con arsenopirita, scheelita, pirita, wolframita, oro y plata, encajados en el contacto del granito de Barruecopardo, tanto en éste como en el encajante. Este yacimiento fue investigado por la Junta (JCL 24, 1986) y varias empresas en los años 80 y 90. Otros indicios con oro son Masueco (1719), Bermellar (1775), Encinasola -Picones (1790) y Teso Encina (1857), entre otros (JCL 24, 1986).

Los yacimientos con oro están situados cerca del contacto del granito con los metasedimentos, disminuyendo su contenido hacia el interior de éste. Por otra parte el principal mineral de wolframio en los filones próximos al contacto es la wolframita, mientras que es la scheelita en los filones situados hacia el centro del granito, sin contenido en oro. El oro se encuentra incluido en la arsenopirita, o en fracturas en este mineral (Antona et al., 1992). La mineralización de El Bollo ha sido datada con K-Ar en 277,9 ± 5,6 Ma (Pérmico) (Antona et al., 1994a).

La actividad extractiva en el distrito, no obstante, ha estado ligada al estaño y wolframio, de los que se describen a continuación los yacimientos principales.

Barruecopardo

El yacimiento de wolframio de Barruecopardo (1776) está situado al sur de esta localidad, en el núcleo del granito del mismo nombre, en su zona apical. La mineralización es de cuarzo con scheelita, wolframita, pirita y arsenopirita muy abundante. Se dispone en un stockwork de unos 60 m de ancho, compuesto de filones con potencias de 0,02-0,30 m, de los que los más importantes, por ser con los que guarda más estrecha relación la mineralización, llevan dirección NNE y tienen fuerte buzamiento al E. Muy relevante es el filón maestro, que tiene una potencia de 1-5 m y 1.400 m de longitud. Lleva también dirección NNE, pero con buzamiento de 80º al oeste, y corta a los otros filones de pendiente inversa. La alteración más importante es la greisenización del granito.

Fue explotado por minería subterránea y a cielo abierto desde principios de siglo hasta el año 1982 en que cerró, siendo durante años el principal productor de wolframio de España. Tiene unas reservas de 3 Mt seguras, con una ley de 800 gWO3/t (IGME, 1985). Se obtenían concentrados de alta ley, con leyes del 70 -75% WO3, beneficiándose asimismo el arsénico.

Entre los trabajos sobre Barruecopardo cabe destacar los de Pellitero et al. (1975 y 1976), Buxant (1976), IGME (1976), Arribas (1980a) y Pellitero (1981a).

La Fregeneda

Llamada también Mina Feli o Alabancos, (1747) está situada en el extremo oeste de la provincia de Salamanca, a 6 km de la localidad del mismo nombre, en la orilla del río Duero.

La mineralización encaja en la Fm. Aldeatejada (3), en una serie de esquistos silíceos con abundantes niveles de calcosilicatos, y está constituida por dos haces


de filones: unos, de dirección N20ºE, 70ºE, de unos 500 m de longitud, 0,01 a 0,50 m de potencia, en una anchura total de unos 40 m, y otros, de dirección N120-140ºE, 60ºS, con potencias menores que los anteriores. Son filones de cuarzo, feldespato y moscovita, que tienen una mineralización de casiterita y wolframita, con arsenopirita y pirita. Hay también mineralización de estaño en las pegmatitas, destacando un dique central de dirección N15ºE, 80ºO, de 8-10 m de potencia y 1.100 m de longitud. La mineralización beneficiada fue la de los filones de cuarzo, con leyes de 1.100 gSn/t (700 g según otras fuentes) y 500 gWO3/t. Mientras que la ley del dique es de 600 gSn/t .

Considerando la casiterita contenida en los filones y en el dique central, se han calculado reservas posibles para el yacimiento de 3,5 Mt de todo-uno, con 2.800 t de Sn contenido (JCL 4, 1985). La explotación cesó en 1979 por el alto ratio estéril/mineral (10/1). Actualmente se explota para la extracción de fe ldespato (indicio 4469).

El campo filoniano de La Fregeneda fue estudiado desde el punto de vista estructural por López Plaza et al. (1982).

Lumbrales

Conocida como Mina Mari Tere, (1842) está situada al este de la local idad del mismo nombre, 90 km al oeste de Salamanca. La mineralización, de tipo filoniano, encaja en el Complejo Esquisto-Grauváquico (4) migmatizado del núcleo del Domo de Lumbrales, al sur del granito del mismo nombre. Está constituida por 2 filones de dirección N80ºE, subverticales, denominados norte y sur. De 4 m de potencia, y separados 40-50 m, cada uno de ellos está compuesto por 4-5 venas. Aparecen cortados por fallas menores N-S y N10ºE. Son filones de cuarzo, feldespato potásico y moscovita, con una mineralización de casiterita de grano grueso, molibdenita y sulfuros: arsenopirita, pirita y calcopirita. Murciego et al. (1992a y b) han estudiado mineralógicamente tanto la casiterita como los sulfuros.

Fue explotada entre 1900 hasta 1944. Entre 1928 y 1934 Lumbrales Mining realizó un pozo de 90 m y diversas galerías. Entre 1934 y 1944 Montes de Galicia explotó el Filón Norte en 4 niveles, hasta 150 m de profundidad, siendo el objetivo fundamental de la explotación la molibdenita. Minera del Duero, S.A . realizó labores en 1968 y en los años 80. Estas últimas consistieron en un plano inclinado con 20% de inclinación y 650 m de longitud, hasta 190 m de profundidad, y cinco niveles, entre 60 y 180 m, para hacer una explotación por bancos ascendentes del Filón Sur. La crisis del estaño del año 1985 arruinó el proyecto, y la mina cerró en 1986.

Sus reservas son de 2,54 Mt, con 2.500 gSn/t y 100 gMo/t. Las mejores leyes de estaño se encuentran entre 90 y 150 m de profundidad. De 150 a 180 m disminuye el contenido en casiterita y aumentan los sulfuros. La mineralización está abierta hacia el oeste y en profundidad.

La mineralizaciones de Pb que aparecen al SO del Granito de Lumbrales (Mina de Ahigal, indicio 1834), y que de hecho no pertenece al Distrito tal como se ha definido, está relacionada con la Cizalla de Juzbado (García Luis et al., 1995).


Área de Villar de Ciervo-Bañobárez (36) Está situada al oeste de la provincia de Salamanca, al sur de la anterior, disponiéndose la mayoría de los filones y stockwork de cuarzo, con scheelita, wolframita o casiterita, próximos a los contactos, norte o sur, del granito tardío de Villar de Ciervo-Bañobárez. Encajan bien en el granito, bien en la Fm. Monterrubio (2) o el Complejo Esquisto-Grauváquico indiferenciado (4), al norte y al sur de aquel. Los filones, de dirección N90-110ºE, buzan 60-75ºS en el flanco N del granito, mientras que en el S buzan 55-75ºN. Los pocos indicios que tienen una posición más central son verticales. Esta disposición radial de las diaclasas es coherente con la arquitectura en bóveda del granito (Gonzalo y López Plaza, 1983; López Plaza et al., 1984).

Estas mineralizaciones han dado lugar a pequeñas explotaciones artesanales en los años 40 y 50. Las Arañeras, uno de los indicios en que se combina mineralización primaria y secundaria, se explotó entre 1940 y 1965.

Área de Puebla de Azaba (37) Está situada al oeste de la provincia de Salamanca, en las hojas 525 y 550 del MTN de E. 1:50.000, en la terminación occidental de la Cuenca de Ciudad Rodrigo. Sobre esta Cuenca la Junta de Castilla y León hizo un trabajo de investigación geológico-minero para la prospección de Sn (JCL 22, 1986).

La mineralización, de tipo placer, constituida por casiterita e ilmenita y, como accesorios, monacita, rutilo y circón, se encuentra en gravas y arenas de la Serie detrítica Eo-Oligocena (36), coluviones (48), glacis (49) y aluviales (52).

Estos yacimientos fueron explotados en los años 40 y 50, y es en esta área do nde se encuentra la única explotación de estaño activa actualmente en España, La Insuperable (indicio 2150) en Puebla de Azaba, que viene trabajando desde 1940. En el año 1995 produjo 33 t de estaño.

Tanto estos materiales, como el lehm granítico situado sobre los granitos de los bordes de la Cuenca de Ciudad Rodrigo (G. de Fuentes de Oñoro, etc.), de los que aquellos proceden, tienen leyes del orden de varios centenares de ppm 500 gSn/t el granito (Fort y Gonzalo, 1985), y entre 200 y 800 gSn/t los placeres (Fort, 1986). Han sido investigados por varias compañías. Este autor define en un trabajo posterior varios aluviones de interés minero en el sector Fuentes de Oñoro-La Alamedilla (Fort, 1988-89).

Área del Granito del Jálama (38) Está situada en el extremo SO de Castilla y León, en los municipios de Navasfrías y El Payo (Salamanca), en la hoja 573 del MTN de E. 1:50.000.

La mineralización se presenta en haces de filones y stockwork de cuarzo, también a veces en diques aplopegmatíticos, con wolframita, casiterita, arsenop irita y pirita. Tienen direcciones predominantes N100-120ºE, subverticales, aunque hay algunos con dirección NNE. Son filones de menos de 0,5 m de potencia, con una densidad de un filón cada 5 m, en haces de menos de 500 m de longitud y menos de 100 m de anchura que encajan en la zona apical del leucogranito de dos micas del


Jálama, o en la Unidad inf. Hurdes-Sª de Gata (1), en la aureola de metamorfismo de contacto.

La mayoría de los yacimientos fueron explotados en los años 40 y 50, pero la mina Salmantina (indicio 2205) fue explotada intermitentemente entre 1920 y 1975, y Teso de la Matanza (2208) desde 1930. Tienen leyes en torno a 0,5% WO3, con 312 gLi/t en el caso de Salmantina. La mina Bon (2211) tiene contenidos puntuales en U (23,2 ppm), Sn (2260 ppm), Se (11,6 ppm), Mo (25,8 ppm) y Ag (29,2 ppm), así como hasta un 30% de caolín en el granito alterado. El área fue investigada por ENADIMSA en 1975.

Las facies y la evolución del granito han sido estudiados por Saavedra y Pell itero (1975) y Saavedra et al. (1977).

Hay que destacar la presencia de oro aluvionar en Navasfrías (indicio 2203), donde ha sido explotado tradicionalmente.

El área fue objeto de una prospección geoquímica realizada por la Junta de Castilla y León (JCL 45, 1987).

Área de Villasrubias (39) Situada al este de la anterior, en los municipios de Robleda, Villasrubias y Peñaparda (Salamanca), en las hojas 550 y 573 del MTN de E. 1:50.000.

La mineralización consiste en filones de cuarzo con casiterita, wo lframita, scheelita, arsenopirita y pirita, con dos direcciones predominantes, N140-170ºE, 70-90ºSO y N40-80ºE, verticales, que encajan en el Granito de Peñaparda y en la Unidad inf. Hurdes-Sª de Gata (1), o como placeres en aluvial (52), donde se ha obtenido también oro. Fueron objeto de pequeñas labores de explotación en los años 40, destacando Canalita (indicio 2162) y Miguel (2218), que estuvo activa entre 1943 y 1945.

Al igual que el Área del Granito del Jálama (38), el Área de Villasrubias quedó incluida en la prospección geoquímica de la Vertiente Norte de la Sierra de Gata (JCL 45, 1987).

Área del Granito de La Alberca (40) Se encuentra al SO de Salamanca, entre los municipios de El Cabaco y Miranda del Castañar, en las proximidades de la Peña de Francia, en las hojas 527 y 552 del MTN de E. 1:50.000.

La mineralización, de tipo filoniano y stockwork, la forman filones de cuarzo y moscovita, con wolframita, casiterita y arsenopirita. Tienen dos direcciones predominantes, N100-160ºE, 80-90ºO y N65-80ºE, verticales. Están situadas en el Granito de La Alberca-Sequeros, y en su encajante, el Complejo Esquisto-Grauváquico (4), en el núcleo de una antiforma de dirección NO-SE, situada entre los sinclinales de Tamames y la Peña de Francia.

Los depósitos más destacables se encuentran al NO del área, en El Cabaco (indicio 2093, así como el 2094 y 2095), donde aparecen varios stockworks de filones de cuarzo, con una mineralización de arsenopirita, pirita, wolframita y algo de scheelita. Tienen dirección N140-160ºE, subvertical, potencias individuales de


0,10-0,40 m y se presentan en paquetes de 200-350 m de anchura y hasta 500 m de longitud.

Explotados hasta 1950, es destacable en ellos la presencia de oro, asociado al bismuto y contenido en la arsenopirita y la pirita, lo que dio lugar a investigaciones importantes a finales de los años 80, en las que se obtuvieron valores de 0,1 a 30 gAu/t. Tienen también oro el granito biotítico con alteración sericítica y clorítica y, en menor medida, el contacto silicificado entre el granito y el Complejo Esquisto -Grauváquico. La temperatura de formación de la mineralización en los filones no excede de 386ºC, a presiones de menos de 300 bares (JCL 20, 1986; Antona et al., 1989; Antona y García Sánchez, 1993; Antona et al., 1994).

Es destacable asimismo el yacimiento de El Maillo (Las Cavenes de El Cabaco, 2096), situado al norte del anterior en la raña (47), en el que los romanos extrajeron oro en diez cortas, que se extienden sobre una superficie de 1,1 km

2, en

un área muy amplia, con profundidades de hasta 10 m.

Otro yacimiento de interés es la mina Isabelita (2174), en Miranda del Castañar, que fue explotada hacia 1945 e investigada a mediados de los años 80. La mineralización en ella se dispone en dos familias de filones que encajan en el Complejo Esquisto-Grauváquico (4): uno con dirección N32-50ºE, en un haz muy denso de filonetas de cuarzo con casiterita, y otro de dirección N130ºE, donde se concentra la wolframita (JCL 20, 1986).

El conjunto del área, bajo el nombre de Peña de Francia-Miranda del Castañar, fue objeto de una importante investigación geológico-minera por parte de la Junta de Castilla y León, cuyo objetivo fundamental era el oro (JCL 20, 1986), que incluyó la realización de 8 sondeos, estudiados por Antona en los trabajos antes indicados.

Distrito de Morille-Martinamor (41) Está situado al sur de Salamanca capital, ocupando una franja de 28 km E-O y 10 km N-S, en los municipios de San Pedro de Rozados, Mozárbez, Vecinos, Morille, Buanavista y Martinamor, entre otros, en las hojas 477, 478, 502 y 503 del MTN de E. 1:50.000. De él hay 101 indicios en la base de datos, el 22% del total de indicios de Sn y W de Castilla y León.

La mineralización, constituida por scheelita, wolframita y casiterita, se presenta de dos modos. Estratiforme, en skarnoides, denominados masones y caparazones por los mineros, de hasta 50 m de largo, 25 de ancho y 3 de potencia (IGME, 1985), frecuentemente boudinados. Muy ricos en scheelita, tienen leyes medias de 0,8% WO3 (Arribas, 1980b) o entre 0,2 y 1% WO3 (IGME, op. cit); o bien en filones y stockworks.

Encajan en los materiales de la Fm. Monterrubio y, de un modo mucho más minoritario, en la Fm. Aldeatejada, en el núcleo de la antiforma de Martinamor. En el extremo oriental del distrito algunos de los indicios encajan en el Granito de Martinamor o en el stock de Santa Genoveva. Hay también mineralizaciones de tipo placer, algunas de ellas signif icativas.

Los skarnoides tienen dirección hercínica, N100-130ºE, con buzamientos variables, al N o al S. Los filones tienen dos direcciones predominantes, NNE a NE y N100-130ºE, y son subverticales.


Las mineralizaciones del distrito han sido descritas por Pellitero et al. (1976b), Arribas (1980b), Pellitero (1980, 1981b), Pellitero et al. (1985) y Linares et al. (1987).

Según Pellitero (1981) las mineralizaciones de más interés son las de carácter estratiforme, en las que distingue dos subgrupos:

yacimientos en los que la mineralización va asociada a esquistos biotítico - feldespáticos, ricos en rutilo y apatito, y encajados en esquistos turmaliníferos, como en la mina Alegría (Morille, indicio 2008).

yacimientos que se encuentran en bandas calcosilicatadas, como en las minas Barcialejo (San Pedro de Rozados, 1987), Mundaca (Morille, 2004) y Alegría (2008).

Los yacimientos filonianos los divide por su posición respecto a los cuerpos graníticos en tres tipos:

intragraníticos, como Santa Genoveva (aquí denominado Navalcuadro, en el municipio de Martinamor, indicio 2014). Son filones de cuarzo con una mineralización de scheelita predominante, acompañada de wolframita, pirita, esfalerita, calcopirita, molibdenita y en ocasiones arsenopirita.

extragraníticos, dentro del área metamórfica, como Tornadizos (San Pedro de Rozados: 1965, 1967 y 1972), Berta y Pilar (San Pedro de Rozados, 1984), Anarbella (San Pedro de Rozados, indicio 1990) y San Andrés (Morille, 2003). Los filones cortan a las bandas calcosilicatadas y están mineralizadas en contacto con ellas. En algunos casos están mineralizados en casiterita en igual o mayor proporción que en scheelita.

los que cortan ambos tipos de materiales, como San Pelayo (Martinamor, 2024), un filón de cuarzo con scheelita y arsenopirita; en él la SMMPE, S.A. cubicó en 1972 400.000 t de todo-uno, con una ley de 800 gWO3/t (IGME, op. cit.).

Pellitero (1981b) pone de manifiesto que las concentraciones minerales en n iveles estratiformes son más antiguas que los granitos. Y las relaciona con la presencia de rocas volcánicas ácidas, que habrían aportado halógenos a la serie y que podrían ser la fuente inicial del Sn y W. Éstos podrían tener parcial o totalmente asimismo origen detrítico (Pellitero et al., 1985). Durante el metamorfismo, primero se moviliza el W en presencia de los halógenos, que le dan una gran movilidad y queda fijado como scheelita en niveles enriquecidos en calcio, asociada a minerales halogenados como el apatito.

La scheelita así formada sería removilizada posteriormente, concentrándose en los filones de cuarzo que atraviesan las bandas calcosilicatadas. Del mismo modo el Sn y W de la serie serían incorporados a los granitos, pero solo los más evolucionados, como el albítico de Martinamor y el tardío de Santa Genoveva, son responsables de mineralizaciones de Sn y W respectivamente.

El distrito ha tenido una importante actividad minera durante muchos años. Ya en el año 1700 era conocida la presencia de estaño en la mina Berta y Pilar (indicio 1984). Otras labores son de principios del s. XX. SMMPE, S.A. realizó asimismo labores mineras en el distrito en los 30 (minas Asunción, 2005, y Claudina, 2007), pero la mayor actividad en el área tuvo lugar en los años 40. En los años 70 y 80 hubo una importante actividad extractiva a cargo de diversa compañías, llegando a haber 20 explotaciones activas (IGME, 1985), siendo el área investigada por diversos organismos estatales y empresas. La act ividad cesó en 1986, cerrando las


últimas explotaciones: Mina Carmen (indicio 1899), en San Pedro de Rozados, San Antonio (1902), en Mozárbez, y Alegría (2008), en Morille.

En El Cubito (1880), en el extremo occidental del área, se estuvo explotando con minería subterránea, la mineralización primaria de filones de cuarzo con casiterita, hasta 70 m de profundidad, desde principios de siglo hasta los años 40, en los que comenzó la explotación a cielo abierto. Se ha explotado tanto el primario (1000 -4000 gSn/t), encajado en la Fm. Monterrubio, como el secundario (280 gSn/t), diseminado en materiales terciarios de las Series Rojas (39). Hasta el año 1985 se habían producido 1.500 t de concentrado (Gracia Plaza y García Marcos, 1980; Romero Alfaro y Gracia Plaza, 1985).

Sobre las mineralizaciones secundarias de Sn de la Cuenca de Ciudad Rodrigo la Junta de Castilla y León hizo un trabajo de investigación geológico-minera (JCL 22, 1986).

Área de Guijuelo (42) Está situada entre 35 y 50 km al sur de Salamanca, en los municipios de Pizarral, Montejo, La Tala, Guijuelo y Cespedosa de Tormes, donde se sitúan las mineralizaciones más significativas.

Es la continuación hacia el SE del distrito de Morille-Martinamor y, en esencia, las mineralizaciones presentes tienen una tipología muy parecida, aunque las explotaciones tuvieron menor importancia, tanto por su número como por su tamaño. Hay trabajos de investigación geológico-minera cuyo ámbito coincide parcialmente con el área aquí definida: Franco et al. (1987a), García Sánchez et al. (1988) y Merchán et al. (1987).

Como en Morille-Martinamor, hay dos tipos de yacimientos principales, estratiformes, de tipo skarnoide, y filonianos. Los primeros se encuentran en las proximidades de Cespedosa de Tormes, al este de Guijuelo, donde hay niveles de calcosilicatados con scheelita y molibdenita boudinados, en general más pequeños que los de Morille, cortados por fracturas N-S también mineralizadas. Los hay también en las proximidades de la mina de Salvatierra (indicio 2115) y La Tala (2123), según Merchán et al. (op. cit.). Los segundos están presentes en todo el área, aunque con distintas direcciones: E-O, 70ºS en Dominica; NE, en Guijuelo (indicio 2109) y La Tala (2123); y próximas a N-S en Cespedosa. El buzamiento predominante es vertical. La mineralización de los filones es, en unos casos, de cuarzo con wolframita, scheelita, pirita y arsenopirita, y en otros, de casiterita.

La mayoría de las mineralizaciones encajan en la Fm. Monterrubio (2), excepto algunas que lo hacen en la Fm. Aldeatejada (3), en el Granito de Los Santos -Sorihuela o el Ortogneis de Bercimuel. Cabe destacar los siguientes yacimientos:

Dominica

La mina Dominica, situada en Pizarral (indicio 2112), fue explotada entre 1945 y 1957 para estaño y, en los niveles inferiores, hasta 118 m, donde son más abundantes los sulfuros, para oro. La constituyen tres filones de cuarzo brechificados, con casiterita, tantalita, pirita y arsenopirita. Tienen unos 120 m de longitud, potencias individuales del orden del metro, y están separados entre sí unos 25 m. MIDUESA realizó 4 sondeos de investigación en 1985, obteniendo leyes


medias de oro de 0,56 ppm en las zonas mineralizadas (Franco et al., 1987b). Se le atribuyen unas reservas de 486.000 t posibles, con 0,5% Sn (según otras fuentes, 0,3% Sn).

Hay que señalar la presencia de otros indicios de oro en el distrito (2107), así como la importancia de las anomalías geoquímicas de oro regionales (Franco et al., op. cit.).

La Tala

Esta mina (indicio 2123) está situada en una cizalla senestra subvertical, tardihercínica, de dirección N50ºE, que ha tenido numerosos rejuegos posteriores, hercínicos y alpinos. Según Merchán et al. (1987) en ella se pueden distinguir dos tipos diferentes de mineralización, una primaria y otra secundaria.

La mineralización primaria la constituyen filones bréchicos rellenos con cuarzo, pirita y galena, del tipo alcohol de hoja, sin plata y de una gran pureza. Estos minerales podrían pertenecer a una paragénesis de tipo BPG, como los de la mina de Salvatierra (indicio 2115).

En la mineralización secundaria, por alteración supergénica de la pirita se fo rman goethita y limonita, y por la de la galena, cerusita, anglesita, vanadinita y stolzita (Pb WO4). Este es el único yacimiento conocido en España de este mineral, muy raro en todo el mundo (Moreiras et al., 1991). Podría haberse formado por la removilización supergénica del wolframio contenido en los niveles calcosilicatados, lo que unido a la alteración de la galena, originaría una zona de cementación supergénica donde cristalizaría la stolzita.

Del yacimiento se explotó la stolzita en primer lugar, entre 1945 y 1954, para más tarde extraer la galena, 1959-60, ya que esta aumenta en profundidad, por debajo de la zona de alteración.

En el Área de Guijuelo además de yacimientos de Sn y W, hay varias minas de Pb y Zn. Estuvieron activas en los años 50 y 60, aunque algunas labores son más antiguas. Se explotaron filones de cuarzo y carbonatos, con galena y esfalerita, de dirección NE, que encajan en las Fms. Monterrubio (2) y Aldeatejada (3).

Área de Otero de Herreros (43) Está situada en la Sierra de Guadarrama, al sur de Segovia capital, en los municipios de El Espinar, Ortigosa del Monte, Otero de Herreros, Vegas de Matute, Zarzuela del Monte, Navas de San Antonio, Peguerinos y Villacastín.

Las mineralizaciones están situadas en la Serie metasedimentaria indiferenciada (4), los Ortogneises de Somosierra-Guadarrama y los granitos hercínicos que los intruyen.

Son de tipo skarn, filonianas o stockwork, con paragénesis monominerálicas a veces, de Fe o de W; de W, Sn o Fe, Sn, en otras, o de carácter polimetálico, con Zn, Cu, Sn, W y Ag. Estas últimas han dado lugar, dependiendo de elemento predominante, a que unos yacimientos se hayan clasificado como de cobre y otros


de wolframio, y a que se hayan diferenciado dos distritos con el mismo nombre, uno para cada sustancia.

Otero de Herreros

Es el yacimiento más significativo (indicio 2044), y se denomina también Cerro de los Almadenes. Fue explotado por los romanos en los tiempos de Trajano y Augusto, época de la que se han encontrado monedas y diversos objetos de barro, posiblemente para extraer Cu, Zn y Ag. A aquella época pertenecen la mayor parte de las labores mineras. Se conoce por sondeos la existencia de tres niveles de galerías, tiene unas escombreras de unos 30.000 m³ y los escoriales llegaron a alcanzar los 250.000 m³. Está documentada la existencia de derechos mineros y pequeños trabajos desde el s. XVI, para luego continuar en los s. XIX y a comienzos del XX (Lacasa, 1922; Tornos, 1989).

Ha sido objeto de una intensa investigación minera en los años 70 por parte de Charter España, S.A., que continuaron en los 80 Minera San Albin y CISA, llegándose a perforar más de 19.000 m de sondeo, y cubicándose unas reservas de 4,6 Mt con leyes de 1,11% Zn, 0,49% Cu, 1.400 gSn/t, 1.300 gWO3 y 38 gAg/t.

La mineralización encaja en un retazo de la Serie metasedimentaria indiferenciada (4), de dirección NO-SE, situado entre el Granito de Otero de Herreros, al NE, y los Ortogneises de Guadarrama-Somosierra, al SO. Es de tipo skarn, producto de la sustitución incompleta de un lentejón de mármoles que tiene una longitud de 600 m, y una potencia de hasta 80, que ha sido investigado hasta 600 m de profundidad. Buza al SO unos 40º. Quedan en él parte de los mármoles originales, junto con rocas de skarn de alta y de baja temperatura, granopiroxenitas, epidotitas y skarn anfibólico, así como otras rocas hidrotermales (clorititas). Hay asimismo milonitas, pertenecientes a una banda de cizalla a cuya evolución se encuentra estrechamente ligada la mineralización. En esta masa, la mineralización polimetálica (W, Sn, Cu y Zn, con Bi y Ag como accesorios), está fundamentalmente restringida a los 20 m inferiores, en contacto con el granito, comprendida entre dos bandas de milonitas, en un lentejón donde predominan el skarn anfibólico y las clorititas.

A causa de su complejidad, la mineralización de Otero ha tenido distintas interpretaciones.

Para Vindel (1980) y Barbier (1986), a una mineralización de Cu, Zn y Pb, en una serie volcano-sedimentaria precámbrica, se le superpone otra de tipo skarn, ligada a los granitos hercínicos, que removiliza a la anterior y que deposita Sn y W.

Para Tornos y Casquet (1984), Tornos (1989) y Tornos et al. (1993), como conclusión de un estudio muy completo usando muy diversas técnicas, la mineralización estaría ligada exclusivamente a la actividad hidrotermal tardi y postmagmática de los granitos hercínicos. En el caso de Otero, al granito de Navalcubilla (los pequeños cuerpos de leucogranitos heterogéneos de cúpula del Sistema Central tienen edades cercanas a los 290 millones de años), un cuerpo granítico situado al sur del yacimiento, que const ituye el final por el sur del granito de Otero de Herreros (Fig. 10, unidad 76).

Sus características, intermedias entre los skarns de W-(Sn) y Zn-Pb, indicarían que se trata del equivalente distal a los skarns de W-(Sn) que abundan en todo el Macizo Hespérico.


El granito de Navalcubilla está rodeado por filones de cuarzo con wolframita y casiterita (indicios 2042, 2045 2046 y 2047), que según Tornos (op. cit.) se habrían generado en la cúpula del granito, en las últimas etapas de la cristal ización magmática, por un sistema hidrotermal convectivo de alta temperatura, comprendidas entre 550 y 350ºC. Estos filones han sido datados en 267,1±7,4 Ma.

A partir de fluidos probablemente meteóricos, a temperaturas de 500 a 350ºC, y con carácter distal respecto al granito, se formarían skarns cálcicos ricos en Zn, Mn y a veces Sn: las mineralizaciones de Otero de Herreros y Área de Revenga (13).

Posteriormente se establecería una circulación convectiva a temperaturas inferiores a 400ºC y a menores presiones, con entrada generalizada de aguas meteóricas, cuya circulación estaría favorecida por discontinuidades tales c omo las zonas de cizalla. En este proceso se distinguen varias etapas, en una de las cuales, a temperaturas comprendidas entre 400 y 300ºC y a 500 bares de presión hidrostática se forma el skarn anfibolítico, en el que se concentran las mineralizaciones de Cu, Sn, Zn (Bi, Pb, Ag), que la alteración hidrotermal habría lavado de los minerales primarios de los granitos. La cloritización se produce más tarde, en una etapa distensiva, probablemente asociada a ebull ición. Se desarrolla sobre los skarns anteriores, los granitos, zonas de cizalla y episienitas, con la precipitación de Sn, Cu y Zn, así como scheelita en ambientes alcalinos.

Todo este proceso se pudo producir en 1 ó 2 Ma, aunque durante algunas decenas de Ma más se desarrollaría una etapa hidrotermal póstuma, a temperaturas de <250ºC, que producirían metasomatismo retrógrado de las paragénesis minerales previas.

El yacimiento de Otero, según estos autores, sería la intersección de tres metalotectos distintos: los mármoles, que constituyen una trampa para los fluidos hidrotermales; la intrusión somera (epizona) de un leucogranito peralumínico mineralizante; y una zona de cizalla que canaliza los fluidos, aumentando la alteración retrógrada de los skarns y las mineralizaciones asociadas.

Pero la conclusión más importante del trabajo de Tornos et al. (1993), sobre el yacimiento de Otero, es que sistemas hidrotermales someros y relativamente banales, en relación o no con granitos, por los que circulan disoluciones acuosas meteóricas, tienen gran capacidad de formación de mineralizaciones, aún a distancias alejadas del foco térmico. El volumen y la ley de estas mineralizaciones están condicionados por la disponibilidad de fluido, existencia de canales de circulación hidrotermal y presencia de rocas almacén capaces de hacer precipitar los metales en disolución.

Arroyo Zancado

Este skarn cálcico con hierro (indicio 2036) es muy conocido. Está situado al sur de Vegas de Matute, al oeste del macizo de El Caloco, en mármoles de la Series metasedimentarias indiferenciadas (4). Ha sido descrito por Navidad y Villaseca (1983), y está constituido por un skarn granatífero inicial (skarn I), sustituido por otro de piroxénico y granate (skarn II) El skarn III es anfibólico, con una importante mineralización de magnetita, explotada posiblemente por los romanos. Hay un importante contenido en Sn (0,3% Sn), que está localizado en el granate, lo que es


característico de las mineralizaciones de la Zona Centroibérica, con muchos granitos mineralizados en estaño.

El skarn de Arroyo Zancado se ha formado en un ambiente de epizona, probablemente a menos de 1,7 km de profundidad, a temperaturas alrededor de 400ºC, probablemente sin conexión genética con la actividad ígnea. Su importante contenido en hierro, en un área donde predominan los skarns de W, Sn y Zn, se interpreta como consecuencia del lavado hidrotermal de las rocas encajantes. Ha sido datado el anfíbol del skarn III con un valor de 258,6±7,0 Ma (Caballero et al., 1992; Tornos et al., 1994; Tornos et al., 1995).

Otros yacimientos de esta Área han sido también objeto de estudios recientes. Éste es el caso de El Estepar (indicio 2048) y Cabeza Líjar (2059). Para Quílez et al. (1994) la mineralización del primero solo está ligada espacialmente al monzongranito en el que encaja, mientras que en Cabeza Líjar (Quílez, 1994) hay una relación, tanto espacial como genética, con un granito fuertemente diferenciado, que clasifica como granito fértil. Existe asimismo un fuerte control estructural, con fallas de desgarre ONO-ESE de tipo dextral, generalizadas al final del Carbonífero y comienzos del Pérmico en la región.

Se distingue en ellos dos etapas de mineralización, la primera con depósito de W (Mo, Sn), y otra más tardía de sulfuros de Zn y Cu. El proceso hidrotermal, datado por el método K-Ar, proporciona una edad de 301±6,4 Ma para El Estepar, uno de los eventos más tempranos descritos en el sector central del Sistema Central, estando las edades encontradas para Cabeza Líjar comprendidas entre 301,6±6,8 y 277,0±6,2 Ma (Caballero et al., 1992). Estas edades corresponden a las de la tectónica extensional tardihercínica, responsable del emplazamiento de los magmas graníticos.

Mina de Golpejas (44) La mina de Golpejas (indicio 1814) está situada junto a la localidad del mismo nombre, 22 km al oeste de Salamanca, en la hoja 451 del MTN de E. 1:50.000. Ha sido descrita por Locutura et al. (1978), Arribas et al. (1981) y Mangas y Arribas (1984a).

El leucogranito albítico de Golpejas, constituido fundamentalmente por albita, moscovita y cuarzo en proporción variable, pero en la que la albita representa frecuentemente más del 80%, tiene una estructura circular, de unos 600 m de radio, que queda partida por un accidente tectónico de dirección N80ºE, que lo divide en dos zonas muy diferentes. En la del norte queda una lámina sem icircular, de unos 25 m de potencia, con un buzamiento hacia el exterior inferior a 45º, que constituye un dique anular incompleto que intruye la Fm. Aldeatejada (3), la Cuarcita Armoricana (8) y las pizarras de la Fm. Villarmayor (9). La mineralización, de casiterita, columbo-tantalita y tapiolita, está diseminada en esa lámina del norte, y es allí donde se realizó la explotación.

El granito está greisenizado en algunas zonas, principalmente a techo de la lámina septentrional, en el contacto con los esquistos, aumentando la concentración en Sn, Nb y Ta. La zona greisenizada no tiene más de 20 cm de potencia. Se ha asociado a este proceso la presencia de filones de cuarzo subhor izontales, de hasta 3 m de potencia, paralelos a la foliación del granito a techo de la lámina


septentrional, que encajan tanto en ésta como en los esquistos. Estos filones tenían una mineralización de ambligonita, estannina, calcopirita, pirita, esfalerita y casiterita. El granito también aparece caolinizado, por efecto de los fluidos hidrotermales y la meteorización.

La explotación del yacimiento comenzó en los filones subhorizontales, en la denominada mina Tita, continuando a cielo abierto para extraer la mineralización diseminada en el denominado Dique de las Canteras. La mina permaneció activa entre 1950 y 1986. En 1964 MIDUESA se hace cargo de la explotación, y entre ese año y 1981 había tratado 5 Mt de todo-uno, con una ley de 1.500 gSn/t y 70 gNb, Ta/t, siendo el volumen extraído ese año de 294.000 t. Actualmente se están aprovechando las escombreras como áridos.

Proyecto de Los Santos (45) El yacimiento de scheelita de Los Santos (indicio 2105) está situado 50 km al sur de Salamanca, al este de la localidad del mismo nombre.

La mineralización, de tipo skarn, se encuentra en calizas del Cámbrico inferior, en el contacto norte del granito de Los Santos-Sorihuela, como un retazo de unos 3 km de longitud, en la prolongación hacia el este del flanco norte del Sinclinal de Tamames. Se han skarnificado las Calizas de Tamames (6), y varias capas lenticulares de calizas situadas hasta 400-450 m por debajo del muro de aquellas, que formarían parte de la Fm. Areniscas de Tamames (6) y qu izás del techo de la Fm. Aldeatejada (3),

El afloramiento con carbonatos queda fragmentado por fallas tardías de dirección N60ºE, intruidas por diques y masas de aplitas con turmalina y moscov ita. La skarnificación es más intensa en los lentejones de calizas, con longitudes de hasta 200-400 m y potencias de hasta 23-30 m, rodeados de esquistos, que en las calizas masivas de techo. El nivel inferior de calizas tiene más de 1 km de longitud y una potencia de 4-5 m.

En la parte occidental del yacimiento (Los Santos Oeste) las capas tiene dirección hercínica, ONO-ESE, y son verticales o están invertidas, buzando fuer temente al norte. Por el contrario buzan al sur en la oriental, dibujando un arco con la concavidad hacia el SE. Es en esta parte donde se realizaron las labores subterráneas, para cortar con 8 transversales un tramo de 200 m de longitud, con dirección N25ºE, 65ºSE, en el que hay 5 capas lenticulares mineralizadas (Los Santos Sur). Es aquí donde se ha situado el indicio en el mapa.

La mineralización de scheelita de Los Santos no es de tipo skarnoide, como los que se han descrito en el Distrito de Morille-Martinamor (41) o en el Área de Guijuelo (42), sino un skarn producto del metasomatismo de las rocas carbonatadas cámbricas.

El origen del wolframio no obstante podrían estar en esos skarnoides, ya que los granitos intruyen en profundidad la Fm. Monterrubio y podría haber asim ilado las rocas de esa formación. El W podría haber quedado incorporado al magma y acompañaría a los términos más diferenciados, como los granitos aplíticos. Los fluidos, que circularían próximos al contacto del intrusivo, encontrarían en su ascenso las calizas del Cámbrico inferior, que constituirían un excelente medio, permeable y reactivo, donde el wolframio quedaría atrapado. Haciendo un símil con


el petróleo, la Fm. Monterrubio sería la roca madre, mientras que los carbonatos cámbricos serían la roca almacén.

De los varios estudios petrológicos realizados sobre el yacimiento, entre los cuales el más completo es el de M. Peinado en 1985, del que se pueden destacar los siguientes puntos:

Hay dos tipos de granitoides en el área, los dominantes, que son monzogranitos biotíticos, y los tipos aplíticos, que son granitos s.s., con andalucita, cordierita, turmalina y moscovita.

El metamorfismo de contacto tiene una facies externa, con cordierita y biotita, y otra interna, con feldespato potásico, cordierita, biotita, andalucita y corindón.

La mineralización de scheelita aparece predominantemente asociada a un skarn piroxénico masivo, muy homogéneo, de grano fino.

El piroxeno es tipo hedenbergita y la scheelita ha debido cristalizar con él, en la fase de alta temperatura. Conforme baja la temperatura el piroxeno evoluciona por una parte a anfíbol (hornblenda) y por otra a granate (grosularia) y vesubiana. Posteriormente se desarrollan escapolita, epidotas, prehnita, ceolitas y adularia. En ciertas sectores del yacimiento hay además una mineralización de sulfuros, siendo pirita, arsenopirita (y/o lollingita), pirrotina y calcopirita los predominantes, y esfalerita, bismuto, bismutina y marcasita subordinados.

La mineralización se habría producido en dos etapas: en la primera se depositarían arsenopirita, scheelita y pirita. Posteriormente se produce una brechificación y, a favor de las fisuras y huecos, se introducen los demás minerales de la paragénesis, en una segunda etapa de más baja temperatura: pirrotina, calcopirita, esfalerita, bismuto y bismutina.

Descubierto por la Asociación PRN-BESA en marzo de 1980, el yacimiento de scheelita de Los Santos fue intensamente investigado en el periodo 1980-1986, mediante más de 10.000 m de trincheras, 230 sondeos, con casi 18.000 m perforados, 825 m de galerías subterráneas, estudios metalúrgicos, de mecánica de rocas, etc. y la realización de un estudio de viabilidad. La bajada simultánea de los precios del wolframio y del dólar hizo inviable el proyecto. Tiene unas reservas geológicas de 2,5 Mt, con una ley de 0,58% WO3 (SIEMCALSA, 1993 y 1996).

Continuando hacia el oeste el contacto del granito con los metasedimentos aparecen otros retazos de carbonatos cámbricos skarnificados, como el de Monleón (Viladeval et al., 1980).

Recursos Energéticos 213


Los Recursos Minerales Energéticos se han distribuido en cinco clases:

Clase 8: Antracita

Clase 9: Hulla

Clase 10: Lignito

Clase 11: Hidrocarburos

Clase 12: Uranio

Los tres primeros representan los distintos tipos de carbón explotados en Castilla y León como recursos energéticos. El cuarto tipo de carbón, la turba, no se ha incluido en este capítulo, debido a que las turberas de la Comunidad no reúnen las condiciones necesarias para ser explotadas con fines energéticos, aunque sí tienen otras aplicaciones que han sido descritas en el capítulo de Rocas y Minerales Industriales.

La antracita y la hulla vienen siendo explotadas activamente desde el siglo pasado en las cuencas carboníferas de León y Palencia, y en menor medida en la de Burgos. En la base de datos se han inventariado un total de 362 minas, de las cuales 235 son de antracita y 127 de hulla. Para su descripción se utilizará la división tradicional en cuencas mineras. Dado que en algunas de ellas se explota tanto hulla como antracita, se tratarán las dos clases de forma conjunta, aclarando en cada cuenca el tipo de carbón explotado.

Los yacimientos de lignito son de menor importancia, y han sido explotados en labores de pequeño tamaño en las provincias de Palencia, Burgos y Soria.

El uranio se explota desde 1974 en la Mina Fe, en el oeste de la provincia de Salamanca, donde además se encuentra la planta para obtención de concentrados.

Los hidrocarburos han sido objeto de una intensa exploración desde mediados de este siglo, culminando en 1964 con el descubrimiento del Campo Petrolífero de Ayoluengo (Burgos), que actualmente continúa en producción.

ANTRACITA Y HULLA (CLASES 8 Y 9)

Los yacimientos de antracita y hulla se encuentran distribuidos en cuencas mineras, que han sido definidas tradicionalmente según criterios geográficos y geológicos. En la descripción de este capítulo se ha tratado por separado cada una de estas cuencas, ordenadas según su edad de más antigua a más moderna. Este intervalo de tiempo pertenece al periodo Carbonífero, y abarca desde el Namuriense C hasta el Estefaniense C.

Debe quedar claro que, si bien algunas cuencas pertenecen en parte a Asturias, los datos que aparecen en este capítulo, particularmente los de minería, se refieren solamente a lo que hay en el territorio de Castilla y León.

214 Antracita y Hulla

De acuerdo con la edad de los materiales que rellenan las cuencas mineras, se puede distinguir un grupo de sucesiones productivas preestefanienses, representadas en el Mapa 2 en las unidades 14 y 15, y un grupo de cuencas cantabrienses y estefanienses, que corresponden a la unidad 17. Al primer grupo pertenecen las siguientes sucesiones:

Fm. San Emiliano: Namuriense C-Westfaliense A

Sucesión Carbonífera de La Demanda (46): Westfaliense C-D

G. Sama (Cuenca Carbonífera Central) (47): Westfaliense D

La Fm. San Emiliano (unidad 14) y el G. Sama (unidad 15) representan dos épocas diferentes de relleno de una cuenca de antepaís, formada en relación con el emplazamiento de los mantos más meridionales de la Zona Cantábrica. La Sucesión Carbonífera de La Demanda constituye un caso distinto, ya que se depositó en la Zona Asturoccidental-Leonesa, con posterioridad a las principales fases de deformación hercínica. A este grupo pertenece también la Fm. Vergaño (unidad 15), incluida en la Cuenca de La Pernía-Barruelo.

Las cuencas cantabrienses y estefanienses se sitúan en las Zonas Cantábrica y Asturoccidental-Leonesa, y son las siguientes:

Cuenca de Guardo-Valderrueda (48): Westfaliense D sup.-Cantabriense sup.

Cuenca de La Pernía-Barruelo (49): Westfaliense D sup.-Estefaniense A inf.

Cuenca de Canseco-Rucayo-Reyero-Salamón (50): Estefaniense B inf.

Cuenca de Teverga-San Emiliano (51): Estefaniense B

Cuenca de Sabero (52): Estefaniense A medio-B medio

Cuenca de Ciñera-Matallana (53): Estefaniense B

Cuenca de La Magdalena (54): Estefaniense B

Cuenca de Villablino (55): Estefaniense B sup.-C

Cuenca de El Bierzo (56): Estefaniense B sup.-C

Las dos primeras son contemporáneas con el emplazamiento de la Unidad del Ponga, y sus sucesiones presentan una importante discordancia en la base: la Discordancia Leónica. Las restantes cuencas son de tipo intramontañoso, y se formaron en relación con grandes fracturas, como la Falla de León (Cuencas de Canseco-Salamón y Teverga-San Emiliano), la Falla de Sabero (Cuencas de Sabero y Ciñera-Matallana), o la de Villablino (Cuenca de Villablino); las sucesiones de estas cuencas presentan en la base otra importante discordancia (Astúrica), y son en general más modernas de este (Sabero) a oeste ( El Bierzo).

El carbón explotado varía entre las hullas de coque y las perantracitas. En la figura 19 se puede observar la distribución de los rangos de carbón en las cuencas de Asturias, León y Palencia. Esta distribución no guarda relación con la edad o posición estratigráfica de las distintas sucesiones, sino que está más ligada a flujos térmicos asociados a grandes fracturas (Prado y Colmenero, 1992).

En la figura 20 se puede ver la distribución de recursos mineros de las distintas cuencas. Los datos utilizados en la tabla han sido tomados de la Actualización del Inventario de Recursos Nacionales de Carbón (IGME, 1985); existe una actualización más reciente (ITGE, 1992), bastante parecida en cuanto a resultados a la de 1985, y que no ha sido utilizada debido a que realiza una división en zonas mineras que no concuerdan con las cuencas aquí descritas. En la tabla de la figura 20 destacan tres cuencas: El Bierzo, Ciñera-Matallana y Villablino, que agrupan el 75% de los recursos muy probables, con unos 155 Mt de carbón.

Antracita y Hulla 215

Actualmente, existe actividad minera en siete cuencas, repartidas entre las provincias de León y Palencia: El Bierzo, Villablino, Ciñera-Matallana, Guardo-Valderrueda, La Pernía-Barruelo, Cuenca Carbonífera Central, y Canseco-Rucayo-Reyero-Salamón. En estas cuencas hay un total de 92 explotaciones activas, de las cuales 64 son de antracita y 28 de hulla.

En la figura 21 se han recogido las toneladas vendibles producidas en 1996 en cada cuenca. Nuevamente son las Cuencas de El Bierzo, Villablino y Ciñera-Matallana las que destacan, agrupando el 90% de la producción total, el 80% de las explotaciones activas, y el 88% de los empleados. En la actualidad, la práctica totalidad de la producción se destina a las cuatro centrales térmicas que funcionan en Castilla y León: Compostilla, La Robla, Guardo y Anllares.

A nivel nacional, la provincia de León ocupó el primer puesto en la producción de antracita en 1995, con algo más de 3,5 Mt, mientras que Palencia ocupó el cuarto lugar con cerca de 0,5 Mt. En ese mismo año, León fue la segunda mayor productora de hulla (2,5 Mt), y Palencia la quinta con 0,14 Mt. En porcentaje, Castilla y León aportó el 60,5% de la producción nacional de antracita, y el 38,3% de la de hulla (ITGE, 1996).

Fm. San Emiliano La Fm. San Emiliano (unidad 14, Namuriense C-Westfaliense A) constituye la sucesión productiva de las Cuencas de San Emiliano y Cármenes-Villamanín. Estas cuencas no han sido representadas en el Esquema de Distritos y Cuencas Mineras del mapa 2, debido a que la amplitud de sus afloramientos podría entorpecer la visión general de las demás cuencas que, por otro lado, concentran una actividad minera de mayor importancia. La información referente a las dos cuencas de este apartado procede de las Hojas MAGNA nº 77, 102 y 103, de Fernández (1993), de los informes internos del IGME nº 10723, 10740 y 10779 (IGME, 1981 y 1982), y de IGME (1985).

En Castilla y León, la Cuenca de San Emiliano se sitúa casi por completo en el término municipal de San Emiliano, y se prolonga hacia el norte por los afloramientos de Asturias. La sucesión se divide en tres miembros , de muro a techo Pinos, La Majúa y Candemuela (Bowman, 1982), compuestos por alternancias de lutitas y areniscas con intercalaciones carbonatadas y capas de carbón, y con una potencia total de unos 1800 m.

La Cuenca de Cármenes-Villamanín forma una banda alargada en dirección E-O, entre los ríos Luna y Porma, y está separada de la cuenca anterior por el Anticlinal de Villasecino. En esta cuenca, la Fm. San Emiliano está compuesta por un tramo inferior (Capas de Villanueva, equivalente al Mb. Pinos) y otro superior (Capas de Villamanín), separados por un nivel calcáreo discontinuo, y formados principalmente por lutitas con algunas intercalaciones carbonatadas.

La minería de estas dos cuencas alcanzó muy poco desarrollo. La mayoría de las explotaciones consistieron en aprovechamientos domésticos de las capas aflorantes, por parte de los habitantes de la zona.

En la Cuenca de San Emiliano, las capas de carbón aparecen en los Mb. La Majúa y Candemuela; son más abundantes en el segundo, pero también de peor calidad y potencia más reducida. Las capas del Mb. Candemuela fueron explotadas en las áreas de Cospedal (indicio 101) y Candemuela. En esta última se encuentra la


Mina Aurora (indicio 107), que explotó 2 capas de menos de 1 m de potencia, aunque localmente alcanzaron 1,5-2 m.

En la Cuenca de Cármenes-Villamanín, concretamente en el área de Truébano (valle del Luna), existen varias capas de carbón, de 3-6 m de espesor, que fueron explotadas con minería subterránea y a cielo abierto en la Mina Rosario (indicio 105); estas capas, atribuidas inicialmente a las Capas de Villamanín, han sido interpretadas por Fernández (1993) como pertenecientes a una intercalación terrígena de la Fm. Valdeteja (unidad 13). En el resto de la cuenca, sólo se tiene constancia de una labor del siglo pasado, situada en las Capas de Villamanín (indicio 152).

El carbón de la Fm. San Emiliano es de tipo hulla, con un contenido en volátiles que varía del 22% en el área de Truébano, al 40% en el Puerto Ventana. Los recursos muy probables de la Cuenca de San Emiliano, según el IGME (1985), rondan los 1,4 Mt.

Carbonífero de La Demanda (46) Este distrito se sitúa en el extremo noroccidental de la Sierra de La Demanda (provincia de Burgos), en la hoja E: 1/50.000 nº 239 (Pradoluengo).

La mayor parte de los datos que se presentan proceden de Fray Valentín de la Cruz (1996), cronista oficial de la provincia de Burgos, y de la memoria geológica de la hoja antes reseñada.

El Carbonífero de La Demanda se distribuye en varios afloramientos aislados, de los cuales cinco han sido objeto de explotación: Villasur de Herreros, Pineda de la Sierra, San Adrián de Juarros, Urrez y Alarcia. Los dos primeros forman una banda de 20 km de largo por 2 km de anchura máxima, con dirección NO-SE, y limitada en todo su borde occidental por una falla alpina. Los otros sectores son más pequeños y están situados a E y O de dicha banda. Las sucesiones carboníferas están compuesta por conglomerados, areniscas, lutitas y capas de carbón, y tienen una edad Westfaliense B sup.- D. Se disponen en discordancia sobre materiales cámbricos y ordovícicos, y están parcialmente tapadas por la cobertera mesozoica, también discordante.

Las principales explotaciones se concentran en el sector de San Adrián de Juarros (indicios 1359 a 1361), con una historia minera que comienza en 1841 y termina en 1970. Se llevaron a cabo labores de interior, con producciones totales de 4.600 t anuales en los primeros años 40 de este siglo, y casi 10.000 t en 1970. En estas minas se extraía hulla de 6 capas de hasta 1 m de potencia, con 13% de volátiles y poder calorífico superior a 7.000 kcal/kg. Las reservas de este sector más las de Urrez, calculadas en 1951, sumaban unos 20 ó 30 Mt.

En los sectores de Villasur de Herreros y Pineda de la Sierra también se realizaron labores de interior. Estas explotaciones, que llevan inactivas por lo menos desde la Guerra Civil, llegaron a alcanzar en algún caso producciones de 30-40 t diarias en 1917. En el sector de Villasur se encuentra además el cielo abierto del Distrito de San Roque (indicio 1365), puesto en explotación por Promotora de Minas de Carbón en 1986, y actualmente abandonado.


En estos dos sectores, y en los de Urrez y Alarcia, se extrajo hulla en labores de interior, que tuvieron periodos de actividad entre mediados del siglo pasado y la Guerra Civil española.

Grupo Sama (Cuenca Carbonífera Central) (47) La sucesión estratigráfica de la Cuenca Carbonífera Central está compuesta por los Grupos Lena (unidad 14, Namuriense B- Westfaliense D) y Sama (unidad 15, Westfaliense D); este último representa el Conjunto Productivo de la cuenca, y es por tanto de gran interés desde el punto de vista de la minería del carbón, aunque también hay algunas minas en el Grupo Lena.

Los información que se presenta en este apartado procede principalmente de Barba et al. (1991), Barba y Colmenero (1994), y de los informes internos del IGME nº 10821 a 10824, 10936 y 11104 (IGME, 1982, 1983 y 1985).

Atendiendo a criterios litológicos y estructurales, se ha dividido la Cuenca Carbonífera Central en varios sectores (Barba et al., 1991) (Fig. 22), de los cuales cuatro están presentes en Castilla y León: Aller-Nalón, Piedrafita-Lillo, Lois-Ciguera y Porma. El G. Sama está presente en los sectores de Aller-Nalón y Piedrafita-Lillo, y en ambos se centrará la siguiente descripción.

El sector Aller-Nalón se encuentra representado mayoritariamente en Asturias, donde comprende las cuencas mineras del Caudal y del Nalón. En la provincia de León abarca el área situada al este del Puerto de Pajares, y al norte de las Fallas de León y Piedrafita (Barba y Colmenero, 1994). En este sector destaca el Sinclinal del Cellón, en cuyo núcleo afloran los materiales del G. Sama (Aller, 1986), y que ha sido objeto de varias campañas de investigación por parte del IGME.

El sector Piedrafita-Lillo se sitúa casi por entero en la provincia de León, ocupando una área alargada en dirección E-O entre las Fallas de León, Piedrafita y Solle (Barba y Colmenero, 1994). La principal población de este sector es Puebla de Lillo. Los afloramientos del G. Sama se sitúan en la parte suroccidental del sector, junto a la Falla de León.

En el sector Aller-Nalón, los Grupos Lena y Sama han sido divididos en 13 paquetes mineros, de los cuales los 10 inferiores están presentes en Castilla y León, sumando una potencia mayor de 4700 m (García-Loygorri et al., 1971; Barba y Colmenero, 1994). Los del G. Lena son, de muro a techo: Fresnedo, Levinco, Llanón, Tendeyón y Caleras; están formados por secuencias terrígenas con intercalaciones carbonatadas, y algunas capas de carbón en los tres últimos. Los del G. Sama son más interesantes desde el punto de vista minero; de muro a techo son:

Generales, con un nivel característico a techo conocido como 1ª Pudinga o Conglomerado de Generales. Contiene varias capas de carbón hacia la parte media de la sucesión, y otra localmente explotable en el techo.

San Antonio, con niveles característicos en la parte media de la sucesión (2ª Pudinga o Conglomerado de San Antonio) y a techo (Arenisca de la Voz). Contiene varias capas de carbón en la parte inferior, y una más destacable a techo (capa María o Molino).

María Luisa, con abundantes capas de carbón explotables, y algún nivel calcáreo discontinuo.


Sotón, con de 13 a 19 capas de carbón, posee junto con el anterior paquete la mayor densidad de capas de carbón explotables de la zona. Presenta además un nivel característico de tonstein hacia techo (Lozanita).

Entrerregueras, también con abundantes capas de carbón.

En el sector Piedrafita-Lillo, el G. Lena se divide en tres unidades menores (Lena I, II y III), formados por secuencias terrígenas con intercalaciones carbonatadas más abundantes hacia el oeste. El G. Sama contiene algunos niveles carbonatados discontinuos, y delgadas capas de carbón. El espesor total de la sucesión supera los 4000 m (Aller, 1986).

La actividad minera se ha desarrollado sobre los dos grupos, aunque ha alcanzado mayor importancia en el G. Sama del sector Aller-Nalón. En este sector se encuentra la única explotación actualmente activa: la Mina Africana (indicio 5), propiedad de Carbones León Norte, S.A. (CARLENOR), con labores subterráneas y a cielo abierto.

En esta mina se ha extraido antracita de 9 capas del G. Sama (paquetes San Antonio, María Luisa y Sotón), con potencias entre 0,5 y 1,2 m, y pendientes de 30-60º. La explotación se centra principalmente en las capas Carmina y Lolita del paquete María Luisa, que contienen carbones con 20-25% de cenizas, y 7-9% de volátiles.

Las restantes minas de la cuenca están todas inactivas y son de menor tamaño que la anterior. Explotaron hulla y antracita con minería de interior, excepto la del indicio 223 que lo hizo a cielo abierto, trabajando sobre capas con potencias generalmente inferiores a 1 m.

El IGME (1985) denomina al conjunto de los dos sectores aquí descritos como Cuenca de Pajares-Lillo, y le atribuye unos recursos muy probables en torno a 2 Mt. La producción total de la cuenca en 1996 fue de unas 72.000 t vendibles.

Cuenca de Guardo-Valderrueda (48) Esta cuenca se sitúa en las provincias de León y Palencia, entre los ríos Esla y Pisuerga, ocupando la cuenca alta del río Cea y una estrecha banda al sur de la Sierra del Brezo. Las principales poblaciones de la cuenca son Prado de la Guzpeña, Valderrueda y Prioro en León, y Velilla del Río Carrión, Guardo, Santibáñez de la Peña y Castrejón de la Peña en Palencia.

Los datos y descripciones que a continuación se presentan proceden de Wagner et al. (1983), Hojas MAGNA nº 105, 106, 131 y 132, ENADIMSA (1980), e información propia de SIEMCALSA.

La estructura de la cuenca está formada por sinclinales laxos y anticlinales apretados. Al oeste de Guardo se distinguen tres sinclinales principales, que son, de norte a sur: Tejerina, Otero-Morgovejo y Taranilla-Villacorta; los dos últimos están parcialmente separados por el Anticlinal del Sextil. Al este de Guardo, los afloramientos pertenecen al flanco norte de un sinclinal bastante fallado y verticalizado. En general, todo el conjunto se encuentra afectado por fallas, que eliminan a veces partes considerables de la sucesión estratigráfica, y que previamente representaron un importante control de la sedimentación.


La sucesión estratigráfica está constituida por el Grupo Cea, de edad Westfaliense sup.-Cantabriense sup. basal. Está formada por una alternancia de tramos continentales y marinos, que permiten distinguir un mínimo de 20 formaciones, con una potencia total de 3350 m. Los tramos continentales están formados por conglomerados, areniscas, pizarras y capas de carbón, e incluyen niveles marinos más o menos continuos; estos materiales se depositaron en medios fluviales de ríos anastomosados, lo que explica la distribución irregular y escasa continuidad lateral de las capas de carbón. Los tramos marinos representan el 40% de la sucesión, y contienen a veces alguna intercalación continental; están constituidos principalmente por lutitas, que fueron depositadas en medios de tipo lagoon.

En general, toda la secuencia es más continental hacia el oeste, donde se encontraba un importante paleorrelieve; según ese mismo sentido aumenta el porcentaje de conglomerados (50% en Tejerina), y desaparecen progresivamente los tramos más bajos de la sucesión, lo que indica un solapamiento de las formaciones hacia el borde occidental de la cuenca.

Los paquetes productivos se sitúan en las formaciones continentales; desde el punto de vista minero, las principales son, de muro a techo:

Fm. Requejada: contiene el paquete Requejada, con 4 capas de 3,35 m de espesor total, entre las que destaca la capa Venón, de 2,4 m de potencia. Este paquete fue explotado en el área situada al este de Guardo.

Fm. San Pedrín: 4 capas de escasa continuidad lateral.

Fm. Tarilonte, con el paquete Marino - Continental (4 capas), explotado en el área situada al oeste de Guardo.

Fm. Santibáñez: contiene el paquete La Ancha del Anticlinal del Sextil, con 2 capas, Ancha y Estrecha. Al este de Guardo se encuentra el paquete Santibáñez, equivalente al anterior, con 7 capas explotables de 0,8 a 2 m de potencia.

Fm. Choriza: contiene el paquete Victoria-Choriza del Anticlinal del Sextil (con 2 capas, Victoria y Choriza), y el paquete Aviñante en el área situada al este de Guardo (4 capas con 4,9 m de potencia total). Esta formación y la anterior también fueron explotadas en el Sinclinal de Otero-Morgovejo.

Fm. Villalmonte: contiene el paquete de Muro (o de Villacorta) del Sinclinal de Taranilla-Villacorta, con 8 capas. En el Sinclinal de Otero-Morgovejo se explotaron varias capas, una de 1,4 m de espesor, pero de poca continuidad lateral.

Fm. Prado: contiene el paquete Centro, con 6 capas de potencia variable y poca continuidad lateral, explotado en el Sinclinal de Taranilla-Villacorta.

Fm. Santo Domingo: contiene el paquete de Techo (o de Taranilla), explotado igualmente en el Sinclinal de Taranilla-Villacorta.

De las más de cuarenta empresas mineras que beneficiaron el carbón de esta cuenca, sólo ocho mantienen actividades extractivas en la actualidad: Carbones Alto Rueda, S.A. (indicio 312), Carbones del Puerto, S.A. (indicio 729), Carbones San Isidro y María, S.L. (indicio 734), Antracitas del Norte, S.A. (indicio 747), Sílices del Brezo, S.A. (indicio 748), Antracitas de San Claudio, S.L. (indicio 750), C.A. Sociedad Minera San Luis (indicios 733 y 735), y Antracitas de Velilla, S.A.


(indicios 320 y 736). En todas ellas se lleva a cabo minería subterránea, salvo las dos últimas, que explotan también a cielo abierto.

El carbón explotado en la cuenca es de dos tipos: hulla y antracita. La hulla se extrajo mayoritariamente en el área situada en la provincia de León al sur del Sinclinal de Otero-Morgovejo; actualmente, no hay minas de hulla activas en la cuenca.

En el resto de las labores activas se extrae antracita, destacando las de la Agrupación Velilla, propiedad de Antracitas de Velilla, S.A. y máxima productora de la cuenca. La Agrupación Velilla se sitúa a ambos lados del Anticlinal del Sextil, y comprende cuatro grupos con minería subterránea (Monasterio, Las Cuevas, Majadillas y Valdelabárcena), representados en el indicio 320, y un cielo abierto (indicio 736); extraen antracita de las 8 capas de las Fms. San Pedrín, Santibáñez y Choriza, con potencias de 0,6-1,6; esta antracita tiene un 5% de volátiles y 4300 kcal/kg de poder calorífico.

El carbón se destina principalmente a la Central Térmica de Terminor, S.A., en Velilla del Río Carrión. Los recursos muy probables de la cuenca, según el IGME (1985), son de 15,3 Mt, y la producción total en 1996 fue de unas 410.000 t vendibles.

Cuenca de La Pernía-Barruelo (49) Está situada en el noreste de la provincia de Palencia, ocupando buena parte de la cuenca alta del río Pisuerga. Sobre ella se asientan, como principales poblaciones, Barruelo de Santullán, San Cebrián de Mudá y San Salvador de Cantamuda.

Los trabajos utilizados para la redacción de este apartado han sido principalmente Bahamonde y Nuño (1991), Hojas MAGNA nº 81 y 107, y los informes internos del IGME nº 10.631, 11178, 11209 y 11234 (IGME, 1979, 1987, 1988 y 1989).

La Cuenca de la Pernía-Barruelo consta de cuatro sectores con diferencias de tipo estratigráfico: Casavegas, Castillería, Redondo y Barruelo (Fig. 23). Los dos primeros forman un afloramiento continuo y ligeramente alargado en dirección NO -SE; en conjunto constituyen un sinclinorio de igual dirección, limitado en su mayor parte por fallas, entre las que destaca la de La Pernía (Rodríguez Fernández, 1994) en su borde occidental. Los sectores de Redondo y Barruelo se sitúan al este de los anteriores, alineados en dirección NO-SE, y con una estructura sinclinal orientada de la misma forma; este pliegue tiene el flanco oriental invertido, y el occidental parcialmente cortado por la Falla de Barruelo.

La sucesión estratigráfica de la cuenca está formada por materiales mayoritariamente terrígenos del Westfaliense D sup.-Estefaniense A inf., que se disponen en discordancia (Leónica) sobre el Westfaliense de la Unidad del Pisuerga-Carrión. Esta sucesión es predominantemente marina, y se depositó en una cuenca que se prolongaba hacia el oeste hasta la actual Cuenca de Guardo-Valderrueda (48), donde la sedimentación tenía un carácter marino-continental (Wagner et al., 1983).

Además de la sucesión post-Leónica, la Cuenca minera de La Pernía-Barruelo incluye la Fm. Vergaño del sector de Castillería (unidad 15, Westfaliense D medio, pre-Leónico), y la Fm. Peña Cildá (unidad 17, Estefaniense B sup.), debido al interés minero de ambas formaciones.


La sucesión post-Leónica (unidad 17) se deposita sobre la formación Vergaño, y está compuesta por seis formaciones, que ordenadas de más antigua a más moderna son: Rozo, Ojosa, Verdeña, San Salvador, Brañosera y Barruelo. Las dos primeras sólo se depositaron en el sector de Casavegas, donde constituyen la totalidad de la sucesión; la Fm. Ojosa es correlacionable con la parte inferior de la sucesión de la Cuenca de Guardo-Valderrueda. Las otras cuatro están presentes en el sector de Castillería, mientras que en Redondo y Barruelo sólo se encuentran las formaciones superiores, Brañosera y Barruelo. Sobre esta última formación se deposita en el sector de Barruelo la Fm. Peña Cildá, en cuya base se encuentra la Discordancia Astúrica.

De estas formaciones seis son productivas, que son, de muro a techo: Vergaño (en el sector de Castillería), Ojosa (en Casavegas), San Salvador (en Castillería), Barruelo (en Barruelo, Redondo y Castillería) y Peña Cildá (en Barruelo). Cada una de ellas contiene una serie de paquetes mineros, que se distribuyen en los distintos sectores del modo siguiente:

Sector de Casavegas: contiene los paquetes Inferior y Superior de Casavegas (2 capas cada uno), Areños (6 capas explotables), y Rosa María (8 capas), todos ellos de la Fm. Ojosa.

Sector de Castillería: en la Fm. Vergaño, contiene los paquetes San Cebrián (4 capas de carbón), y Las Pernianas inferiores (2 capas) y superiores (3 capas); en la Fm. San Salvador, 1 capa (no explotada); y en la Fm. Barruelo, el tramo hullero Peñacorba (varias capas explotables).

Sector de Redondo: contiene los tramos hulleros Peñacorba (4 capas explotables) y Calero (sin carbones explotables), los dos de la Fm. Barruelo.

Sector de Barruelo: contiene tres tramos hulleros separados por tramos marinos estériles; de muro a techo son: Peñacorba (2 capas y varios carboneros), Carboneros (4 carboneros a techo), y Calero (10 capas y varios carboneros), todos ellos de la Fm. Barruelo. En este sector también se explotó un carbonero de 0,2 m de la Fm. Peña Cildá.

En la actualidad, hay dos empresas que realizan actividades extractivas en la cuenca: Hullas de Barruelo, S.A. (HUBASA) y Antracitas de Montebismo, S.L.

La primera explota el cielo abierto Buenaventura (indicio 373), y en minería de interior el Pozo Calero (indicio 372) y el Grupo Peragido (indicio 374), todos en el sector de Barruelo; extraen hulla con 20% de volátiles y 7400 kcal/kg de poder calorífico de 12 ó 13 capas invertidas, con potencias de 0,8-1,2 m y buzamientos de 60º al NE. En todas ellas se explotan las capas de carbón de la Fm. Barruelo.

Antracitas de Montebismo explota la Mina Ruiseñor (indicio 28), en el sector de Redondo; extraen antracita (9% de volátiles y 5200 kcal/kg de poder calorífico) de 4 capas de 0,3-2 m de potencia.

Entre las explotaciones inactivas destacan las minas subterráneas del Grupo San Cebrián (indicio 367), propiedad de Minas de San Cebrián, S.A., que extrajo hulla de la Fm. Vergaño en el sector de Castillería.

Los carbones explotados son del tipo hulla en el sector de Barruelo, antracita en el de Casavegas, y de los dos tipos en Castillería y Redondo. Los recursos muy probables de la cuenca, según datos del IGME (1985), son 13,5 Mt. La producción total de la cuenca en 1996 fue de unas 156.000 t vendibles.


Cuenca de Canseco-Rucayo-Reyero-Salamón (50) Es una cuenca alargada en dirección E-O, de unos 40 km de largo por 1 de anchura media, situada al norte del embalse del Porma entre los ríos Torío y Esla.

La información de este apartado ha sido obtenida principalmente de Santos et al. (1990), Hojas MAGNA nº 104 y 105, informes internos del IGME nº 10838 y 11193 (IGME, 1982 y 1987), y datos propios de SIEMCALSA.

La Cuenca de Canseco-Rucayo-Reyero-Salamón está estrechamente ligada, tanto en origen como en estructura, al desarrollo de la Falla de León. La sucesión, de edad Estefaniense B inferior, está formada por unos conglomerados basales, y unas alternancias de areniscas y lutitas con capas de carbón. Este conjunto fue depositado en un medio de abanicos aluviales, desarrollándose las capas de carbón en sectores inactivos y áreas interlobulares (las facies distales han desaparecido por erosión); esta situación, unida a la fuerte fracturación de la zona, explica la irregular distribución de las capas productivas y su escasa continuidad lateral.

Según criterios sedimentológicos y tectónicos se puede dividir en dos sectores, con límite en el embalse del Porma:

Canseco-Rucayo: situada en la parte occidental, presenta una estructura monoclinal con fuertes buzamientos al N, y borde N cobijado estructuralmente bajo la Cuenca Carbonífera Central. En este sector, los aportes sedimentarios procedían del sur.

Reyero-Salamón: en la parte oriental, con estructura monoclinal buzando al S, y cobijado en su borde S por la Unidad de Somiedo-Correcillas. En este sector, los aportes procedían del norte.

Las principales explotaciones se concentran en el sector de Canseco-Rucayo. En los alrededores de Canseco se encuentra la única mina en activo, San Antonio y Larita (indicio 214), del Grupo Pontedo y propiedad de Carbones León Norte, S.A. (CARLENOR). En esta mina se explotan las 2 capas de techo del paquete Pontedo, con potencias de 3 y 4,5 m. Explotan hulla de buena calidad, con 9,5-11,5% de volátiles, 12-23,6% de cenizas, y 7.400 kcal/kg de poder calorífico. Las otras minas de este sector se localizan en las cercanías de Rucayo y Camposolillo (indicios 10, 250 y 2234).

Dentro del sector de Reyero-Salamón hubo algunas explotaciones de menor importancia (pequeños cielos abiertos y chamizos), sobre todo en la zona comprendida entre Reyero y el embalse del Porma (indicio 255).

Según datos del IGME (1985), los recursos muy probables de la cuenca rondan los 0,7 Mt. La producción total de la cuenca en 1996 fue de unas 46.000 t vendibles.

Cuenca de Teverga-San Emiliano (51) Los afloramientos de la Cuenca de Teverga-San Emiliano en Castilla y León forman una estrecha banda de dirección NO-SE, entre Peña Ubiña y el Puerto Ventana, y dentro del término municipal de San Emiliano. En realidad, sólo representan la terminación suroriental de la cuenca, ya que la mayor parte de la misma se encuentra en Asturias.


Esta cuenca, al igual que la de Canseco-Rucayo-Reyero-Salamón (50), está asociada a la Falla de León. La diferente orientación de las dos cuencas se debe a la inflexión que presenta la falla a la altura de Peña Ubiña, que sigue a partir de este punto una dirección NO-SE. La sucesión, de edad Estefaniense B, consta de un tramo conglomerático basal, seguido de unos 350 m de areniscas y lutitas depositadas en medios fluviales, y localmente lacustres. Contiene 4 capas de carbón: Pinta, Ancha, Sucia y Olga, con espesores de 1,5 a 2,5 m, siendo la capa Ancha la más potente (Marcos et al., 1982; JCL 9, 1986).

Las principales explotaciones se sitúan en los alrededores del Puerto Ventana, aunque solo una está en Castilla y León: la Mina Santa Fe (indicio 4). Esta mina, actualmente inactiva, fue explotada por Minas de Ventana, S.A. mediante labores de interior y a cielo abierto. Se extraía hulla de las cuatro capas antes mencionadas, que era destinada principalmente a usos térmicos (JCL 9, 1986).

Cuenca de Sabero (52) La Cuenca de Sabero tiene unos 14 km de longitud por 1,5 km de anchura media, y una superficie en torno a 21 km

2. Se extiende de oeste a este entre los ríos Porma

y Esla, y en ella se asienta Sabero, como población más importante.

La mayoría de los datos de esta cuenca proceden principalmente de Knight (1971 y 1983), IGME (1985), y de las Hojas MAGNA nº 104, 105, 130 y 131.

El desarrollo de la cuenca está ligado probablemente a la zona de fractura de Sabero-Gordón. La estructura consiste en un sinclinal con el flanco sur parcialmente fallado. La sucesión está compuesta por el Grupo Sabero (unidad 17), de edad Estefaniense A medio -B medio; consta de conglomerados, areniscas, lutitas y capas de carbón, depositados en medios fluviales y lacustres. En los términos más bajos presenta niveles (sills) de rocas ígneas. Esta sucesión se apoya discordantemente sobre materiales paleozoicos precarboníferos, y sobre la Cuenca de Guardo-Valderrueda (48) en su extremo oriental, alcanzando en algunos puntos más de 3000 m de potencia.

Está dividida en ocho unidades, que son, de muro a techo: Capas de Alejico, Fms. Raposa, Gonzalo, Sucesiva, y Quemadas, y Capas de Herrera, Unica y Perla. Las explotaciones se concentran en tres de ellas, que son:

Sucesiva, o paquete Norte, con 3 capas (de muro a techo): Sucesiva, H y Estrecha, con potencias de 0,5-1 m.

Herrera, o paquete Central: contiene 8 capas, las más importantes de la cuenca, con potencias de 1,5 a 4,5 m, por lo general. De muro a techo son: 5ª, 4ª, A, 3ª/5ª, 2ª, X, 4 y Z. Destacan las capas 3ª/5ª, de hasta 7 m de espesor, A (4;5 m), X (3,5 m) y 4ª (3 m).

Única, o paquete Sur, con 11 capas de 0,5-2 m de espesor.

Estas capas presentan inclinaciones de 50 a 70º en general, con potencias comprendidas entre 0,3 y 2,2 m, aunque localmente pueden ser mayores. El carbón es una hulla de tipo bituminoso, con 15-25% de volátiles, particularmente bueno para la fabricación de coque (JCL 9, 1986). Los recursos muy probables de la cuenca son de 8,8 Mt (IGME, 1985).


En la actualidad todas las explotaciones están inactivas. Las últimas en cerrar, en 1992, fueron las del Pozo Herrera nº 2 (indicio 256), propiedad de Hulleras de Sabero y Anexas, S.A. (HSA). Explotaban los tres paquetes productivos en labores subterráneas (hasta 507 m de profundidad) y a cielo abierto, con producciones que superaron las 200.000 t anuales. El carbón era destinado a la factoría de coque de Villamediana, también propiedad de HSA, y a la Central Térmica de Guardo.

Las demás explotaciones de la cuenca son de menor tamaño, y cerraron antes de 1980.

Cuenca de Ciñera-Matallana (53) Es una cuenca de unos 15 km de largo por 4 de anchura media, con una superficie de 58 km

2. Está situada entre los ríos Bernesga y Curueño, y entre las localidades

de Pola de Gordón y La Vecilla. Además de estas dos, las principales poblaciones de la zona son Vegacervera y Matallana de Torío.

Los datos que se presentan en este apartado provienen en casi todos los casos de Wagner (1971), Wagner y Artieda (1970), Hoja MAGNA nº 103, y de la Tesis Doctoral de Villegas Herrero (1996).

La estructura de la cuenca consiste en una serie de sinclinales de dirección E -O separados por fallas, entre los que destacan los de Vegacervera, Matallana y Llombera (Fig. 24). La sucesión estratigráfica, de edad Estefaniense B, está compuesta en su conjunto por conglomerados, areniscas, lutitas, y capas de carbón, con una potencia total de 1000-1500 m. La sedimentación tuvo lugar en facies fluviales, palustres y lacustres. Se ha constatado además la presencia de rocas ígneas, interestratificadas en la sucesión a modo de sills, que coquizan parcialmente el carbón.

Según Wagner y Artieda (1970), la sucesión se divide en 7 formaciones, que de muro a techo son:

San Francisco: con gran desarrollo de facies conglomeráticas, y depositada sobre un paleorrelieve preexistente. Contiene 2 capas de carbón (Umbelina y San Francisco), y una más justo en el techo (Marta) no explotable.

Pastora: contiene la capa Pastora, que será comentada más adelante

Cascajo-Roguera: contiene la capa Roguera.

San José: en el flanco S del Sinclinal de Matallana contiene 5 capas (de techo a muro, 1ª a 5ª San José), de las que 3 fueron explotadas.

Bienvenidas: contiene algunas capas de carbón de desigual desarrollo, entre las que destaca la capa Bisvita del Sinclinal de Llombera.

Matallana: contiene las capas Alvaro (o Cangón), Picalín (o Muñón) y Petra, que se encuentran en el Sinclinal de Matallana.

La producción de carbón de la cuenca proviene casi en su totalidad de la capa Pastora. Esta capa, situada en la parte superior de la formación del mismo nombre, alcanza potencias notables en la parte occidental de la cuenca, donde se ha llegado a explotar con 40 m de espesor; sin embargo, la potencia es muy variable, y al este del río Torío no tiene más de 4 m.


Dentro de la propia zona occidental, la capa Pastora presenta importantes variaciones. Así, mientras que en el flanco sur y núcleo del Sinclinal de Matallana es una sola capa de 30 m de potencia, más al norte aparece dividida en tres venas de menor espesor; estas venas se conocen con los nombres de capas 8, 9 y 10 Amézola en el flanco norte del Sinclinal de Matallana, y 4ª Sur, 2ª y 1ª de techo en el Sinclinal de Vegacervera. Hacia el oeste del Sinclinal de Vegacervera, la capa Pastora vuelve a ser un único nivel (Emilia), así como en el Sinclinal de Llombera, donde ha recibido los nombres de capa Competidora y capa Ancha.

La Cuenca de Ciñera-Matallana comenzó a explotarse en el siglo pasado, y ya en 1864 había 7 minas en Matallana. En 1893 se constituye la Sociedad Anónima Hullera Vasco-Leonesa (HVL), con capital mayoritariamente vasco (Anes Alvarez y Tascón Fernández, 1993). Esta empresa, que controla la mayor parte de las concesiones de la cuenca, ocupa actualmente el tercer puesto en la producción nacional de hulla, sólo superada por HUNOSA (Asturias), y la MSP (Cuenca de Villablino).

Las explotaciones de la HVL se distribuyen en cuatro grupos con minería de interior, y una gran corta a cielo abierto (indicio 2233), todos ellos en la zona occidental de la cuenca (Fig. 24). Los grupos son:

Ciñera (indicio 2227), situada en el Sinclinal de Vegacervera.

Amézola (o Socavón) (indicio 2226), en el flanco norte del Sinclinal de Matallana.

Santa Lucía (indicio 201), en el Sinclinal de Llombera.

Competidora (indicio 200), también en el Sinclinal de Llombera.

En 1996, la HVL inició la explotación de la Nueva Mina, para la que se prevé una producción de 1,25 Mt vendibles anuales, hasta al menos el año 2012 (Cifuentes González, 1995). La Nueva Mina se sitúa en el Sinclinal de Llombera, y constituye una gran mina de interior a la que se accede por los Pozos Emilio (indicio 2232), Aurelio (indicio 205), y el pozo auxiliar Eloy Rojo; incluyendo además las labores actualmente activas del G. Competidora.

Además de la Nueva Mina, permanecen activos los Grupos Amézola y Santa Lucía, aunque está previsto que cierren dentro de unos años, con lo que toda la producción de la HVL procederá de la Nueva Mina. También continúa en producción el cielo abierto, en el que ya se ha explotado y restaurado el área comprendida entre los Pozos Emilio y Aurelio.

En todas las labores activas se explota la capa Pastora y equivalentes, con potencias de 10 m en el Grupo Amézola (capa 8), y más de 20 m en el G. Santa Lucía (capa Pastora) y Nueva Mina (capas Pastora y Competidora). El carbón explotado es de tipo hulla (hulla antracitosa), con 10-12% de volátiles y 5000 kcal/kg de poder calorífico.

Entre los años 1896 y 1991, la HVL produjo 32.620.501 t de carbón (Anes Alvarez y Tascón Fernández, 1993). En 1995 la producción fue de 1.181.879 t de carbón, con 1457 empleados (ITGE, 1996). Toda la producción, tanto subterránea como a cielo abierto, es conducida mediante cinta transportadora hasta el lavadero de La Robla, a través de un túnel de 7 km de largo. El destino final de estos carbones es la Central Térmica de La Robla.


Además de la HVL, la empresa Carbones León Norte, S.A. (CARLENOR) también realiza actividades extractivas en la cuenca, concretamente en la Mina Carmonda (indicio 221). En esta explotación, situada en la parte suroriental de la cuenca, se extrae hulla mediante minería de interior.

Los recursos muy probables de la cuenca rondan los 52 Mt (IGME, 1985), y la producción total en 1996 fue de 1.290.000 t vendibles.

Cuenca de La Magdalena (54) Esta cuenca tiene una forma alargada en dirección E-O, con 30 km de largo, 1 km de anchura media, y 34 km

2 de superficie. Las principales explotaciones se

concentran en la parte oriental, atravesada por el río Luna, donde se encuentran las poblaciones de La Magdalena, Carrocera y Olleros de Alba.

La información referente a esta cuenca se ha obtenido de las Hojas MAGNA nº 128 y 129, ENADIMSA (1983), e IGME (1985).

De acuerdo con la estructura, se pueden distinguir dos dominios en la Cuenca de La Magdalena: el Dominio Norte, constituido por un sinclinal de dirección E -O y vergencia S, y el Dominio Sur, con una estructura monoclinal parcialmente plegada por efecto de la Falla de La Magdalena. Ambos dominios están separados por la Falla de Garaño, quedando incluida en el Dominio Norte la subcuenca de Cornombre-La Urz (parte occidental de la cuenca).

La sucesión estratigráfica, de edad Estefaniense B, está compuesta por cinco tramos, que suman una potencia total superior a 1500 m. De muro a techo son:

Tramo de los Conglomerados Rojos de Manzaneda de Omaña, que representan un medio aluvial proximal, con zonas de aporte couvionar.

Tramo del Conglomerado Silíceo Basal: formado por unos conglomerados basales seguidos de una sucesión principalmente areniscosa. Contiene las capas de carbón Ancha y Estrecha.

Tramo del Conglomerado Silíceo de Garaño: constituido por un conglomerado basal y una sucesión de areniscas y lutitas. Contiene el paquete Matutinas (de muro a techo, capas Reinaldos, Matutina y Sucia), y el paquete Gochera (capas Pepita y Gochera).

Tramo de la Capa Lola, formado por areniscas y lutitas con 6 capas explotables, que de muro a techo son: Lola, Carbonero, Presa, Lucera-Lavanderas, Imprevistas-Carboneros de 6ª, y 6ª.

Tramo de la Capa Tercera: también de areniscas y lutitas. Contiene las capas 5ª, 4ª, 3ª, Esquistera, 2ª, Carbonero de 2ª, y 1ª, ordenadas de muro a techo.

Cada uno de estos tramos representa los sucesivos momentos de reactivación de los aportes. En IGME (1985) resumen la sucesión en dos únicos tramos: un tramo inferior, compuesto por un conglomerado basal y alternancias de areniscas y lutitas, y un tramo superior, constituido por una pudinga basal y unas alternancias similares a las anteriores, y que equivaldría a los tres tramos superiores descritos más arriba.

La sedimentación tuvo lugar en abanicos aluviales y en ambientes lacustres. La sucesión solo aparece completa en el Dominio Sur, estando representada en el


Dominio Norte por los tramos segundo y tercero (Conglomerados Silíceo Basal y Silíceo de Garaño).

Las potencias de las capas están comprendidas por lo general entre 0,5 y 1 m, destacando las capas Ancha (1-1,2 m), Lola (1,4 m), Presa (1,5 m), Esquistera (1,7 m de alternancias de pizarra y carbón, aunque localmente llega a tener 3,5 m), y 2ª (2 m). La inclinación de las capas suele ser fuerte, del orden de 70º e incluso superior.

La mayoría de las explotaciones se localizan en la parte oriental, principalmente en el municipio de Carrocera. Estas minas tuvieron su máxima producción en los primeros años 50, con 100.000 t anuales de hulla, aunque en la actualidad están todas inactivas.

Destacan en el Dominio Sur las Minas Marieta (indicio 680) y Carmen (indicio 687), propiedad de Carbones Nocedo, S.A. y de Florentino Lorenzana Valcarce, respectivamente. En el Dominio Norte se encuentran entre otras las Minas Luisa (cielo abierto, indicio 684), Laurel (indicio 685), y Descuidada (indicio 695).

El carbón explotado fue en todos los casos de tipo hulla. El análisis inmediato ofrece unos valores medios de 3,8% de humedad, 19,6% de cenizas, 20,3% de volátiles, 60% de carbono fijo, 6965 kcal/kg de poder calorífico, y 1,11% de azufre. El IGME (1985) cifra los recursos muy probables de esta cuenca en unos 11 Mt.

Cuenca de Villablino (55) Está situada al noroeste de la provincia de León, en la comarca de Laciana, en los municipios de Villablino y Cabrillanes. Continúa hacia el oeste en Asturias en el Área de Cerredo.

Asociada a la falla del mismo nombre, de dirección próxima a la E-O, la Cuenca de Villablino está situada, desde el punto de vista geológico, en el límite entre la Zona Cantábrica (ZC) y la Asturoccidental-Leonesa (ZAOL), cruzando transversalmente el Antiforme del Narcea.

Los datos que se exponen a continuación se han obtenido de los siguientes trabajos: Hernández Sampelayo y Almela (1947), Corrales (1971), ENADIMSA (1977 y 1986), Navarro (1982), IGME (1981 y 1985), JCL 8 (1986) y Suárez et al. (1994).

Los materiales estefanienses, de carácter predominantemente continental, se disponen en un sinclinal de dirección E-O, de vergencia norte por efecto de la falla de Villablino, con el flanco norte buzando al sur 40-45º y el flanco sur frecuentemente invertido, discordantes sobre los materiales paleozoicos de la ZC y ZAOL, y los precámbricos del núcleo del Antiforme del Narcea.

La serie está formada por un conjunto de ciclotemas, que comienzan a veces con un nivel de conglomerados de 40-50 cm de espesor, al que siguen niveles de areniscas grises, areniscas arcillosas, pizarras arcillosas verdes y pizarras negras. Hacia el techo, éstas se van haciendo carbonosas y pasan a capas de carbón. Las areniscas tienen estratificación cruzada, ripple-marks y raramente granoselección. Hacia el techo de la formación los ciclos son más incompletos, apareciendo las capas terminales erosionadas por los niveles basales del ciclo siguiente. En la base de la Cuenca a veces se encuentran unas brechas heterométricas, de escasa continuidad lateral, con bloques de hasta una decena de metros, de la misma


naturaleza de los materiales infrayacentes, manifestación de la inestabilidad tectónica al comienzo de la formación de aquella.

La potencia total de la serie está comprendida entre 900 y 2100 m, alcanzando las mayores potencias al sur de la Cuenca, debido a los movimientos sinsedimentarios de la falla de Villablino. Existe un rejuvenecimiento de la Cuenca de este a oeste, puesto que las capas de carbón más altas que se explotan en Orallo, al noroeste de Villablino, son equivalentes a las más bajas de las de Cerredo, ya en Asturias.

La flora es muy abundante, tanto en las capas de carbón como en los materiales detríticos, definiendo una edad Estefaniense B alto -Estefaniense C. Es frecuente la presencia de niveles discontinuos con fauna de agua dulce, citando Hernández Sampelayo y Almela (1947) la presencia de fauna marina.

El depósito se realizó en un sistema de abanicos aluviales, en un borde tectónicamente activo, que pasaría lateralmente a canales fluviales, llanuras de inundación y pantanos. Estos depósitos serían también predominantes ascendiendo en la serie, a medida que se rellena la cuenca al disminuir la actividad tectónica. Habría una o dos transgresiones marinas en toda la serie.

Cerca de la base de la serie, en el flanco norte, y entre los meridianos de Villab lino y Villaseca de Laciana, aparecen varios diques de pórfidos graníticos leucocráticos, concordantes con el resto de las capas. Llegan a alcanzar 30 m de potencia, y producen metamorfismo de contacto en el encajante, transformando la hulla en antracita o coque natural. Son, por tanto, post-estefanienses. No están representados en el mapa dada la escala de éste, pudiéndose ver en la cartografía de Navarro (op. cit.).

En los trabajos del IGME (1985) y de ENADIMSA (1986), la cuenca se divide en varias áreas, que se corresponden con los principales centros de producción. Estas áreas son, de oeste a este: Cerredo, Paulina, María-Bolsada, Calderón-Villablino, Lumajo y Carrasconte. A continuación, se describirán los aspectos geológicos y mineros más importantes de estas áreas.

Área de Cerredo

De este área de la Cuenca de Villablino, denominada como cuenca o subzona en los trabajos del IGME y ENADIMSA, solo está presente en Castilla y León su terminación oriental, ya que la mayor parte de su superficie se encuentra en Asturias.

La sucesión estratigráfica tiene 1100 m de potencia, y comprende dos tramos: el tramo inferior, con predominio de materiales detríticos finos, y el tramo superior, con predominio de detríticos gruesos. Las capas de carbón se agrupan en cuatro paquetes, que son, de muro a techo: Calderón (6 capas), Paulina (6 capas), Rosario (3 capas) e Inesperada (7 capas). El límite entre los dos tramos se sitúa en la capa 4 del paquete Calderón, de forma que la mayoría de las capas, y también las más importantes, se localizan en el tramo superior. De las 22 capas conocidas, las más regularmente explotadas son: Sucia, Berta, Rosario, Bienvenida e Inesperada, con potencias de 1-2 m, y situadas las dos primeras en el paquete Paulina, las dos siguientes en el paquete Rosario, y la última en el paquete Inesperada. La única explotación en activo del área es la Mina Escondida (indicio 51).


Áreas de Paulina, María-Bolsada y Calderón-Villablino

Estas áreas se extienden en conjunto desde las cercanías del Puerto de Cerredo hasta el río Sosas. La sucesión está dividida en 7 tramos más o menos comunes para las tres áreas; de muro a techo son: Antracitas, Orallo, Calderón, Pudinga Intermedia, Paulina, María-Bolsada y Manolo IV. A muro de la Pudinga Intermedia, la sucesión está compuesta por un conglomerado basal marginal (incluido en el tramo Antracitas), y unas alternancias de lutitas y areniscas; por encima de la Pudinga vuelve a haber unas alternancias similares, pero con mayor proporción de areniscas. La Pudinga Intermedia, constituida por conglomerados y areniscas, es el único tramo que no contiene capas de carbón.

El área de Paulina es la más occidental de las tres. La sucesión, que contiene todos los tramos salvo el de Antracitas, alcanza una potencia total de 1275 -1350 m. Las labores se han centrado principalmente en las capas Ancha (1,5 -1,8 m de potencia), y Paulina (0,6-0,75 m). En este área, la única explotación en activo es la del Grupo Paulina (indicio 52).

El área de María-Bolsada está comprendida entre el río de Orallo y el Cabalgamiento del Narcea. Contiene todos los tramos enumerados anteriormente, alcanzando la sucesión potencias de 1750-2100 m. Se han explotado principalmente 6 capas de carbón, entre las que destacan la capa 5 (hasta 1,8 m de potencia) y la capa Manolo IV (1,9-2 m). Las explotaciones activas de este área son el G. María (indicio 57) y 1ª y 2ª Demasía de la Buiriza (indicio 55).

El área de Calderón-Villablino es la más oriental de este grupo. En ella están repesentados los 5 primeros tramos, que suman una potencia total de 1525-1600 m. Se han explotado 15 capas de carbón, 6 de ellas con potencias de 1 m o más, y solo una con más de 2 m (capa 25). Las explotaciones activas del área son el G. Calderón, El Feixolín y Laciana (indicios 59, 62 y 66, respectivamente).

Áreas de Lumajo y Carrasconte

Representan aproximadamente la mitad oriental de la cuenca, situándose su límite oeste en el río Sosas.

En el área de Lumajo, la sucesión comprende los tramos Robles, Lumajo y Brañas, ordenados de muro a techo. En total suman una potencia de 900-1250 m, y están compuestos por alternancias de areniscas y lutitas. Se han explotado de 11 a 15 capas de carbón según las zonas, con 6-8 capas de más de 1 m de potencia, y una sola de más de 2 m (capa Beta). Las explotaciones activas son el G. Lumajo (indicio 72) y Felisa (indicio 73).

En el área de Carrasconte, la más oriental de las dos, se ha dividido la sucesión en 4 tramos: de muro a techo I, II, III y IV. Están compuestos por alternancias de areniscas y lutitas con un conglomerado basal, sumando una potencia total de 1600-2025 m. En esta sucesión se han explotado unas 26 capas de carbón, de las cuáles 19 tienen potencias superiores a 1 m, alcanzando 3 de ellas los 2 m (capas 20, 17 y Ramona). Hay en la actualidad 7 explotaciones activas en el área, que son: G. Carrasconte (indicio 74), Veguellina (77), El Salguero (83), Montañesa (84), Mora 1ª (86), Mora 1ª Bis (85), y Santa Bárbara (indicio 88).


Las 16 explotaciones activas de la Cuenca de Villablino produjeron 1,85 Mt de hulla en 1996, con un total de 2.206 empleados. De ellas, el 94% lo produjo una sola empresa, la Minero Siderúrgica de Ponferrada, S. A. (MSP). Sólo el 6% se extrajo a cielo abierto (Minas El Feixolín, El Salguero y Montañesa).

Las mayores explotaciones de la cuenca son la Mina Escondida, propiedad de Hijos de Baldomero García, S.A., y los Grupos Paulina, María, Calderón, Lumajo y Carrasconte, todos ellos de la MSP.

El carbón se clasifica como hulla, con un contenido en materias volátiles que oscila entre el 9,5% del G. Lumajo, y el 14,1-14,5% de Paulina, María, Calderón y Carrasconte.

La Cuenca de Villablino produce el 27% del carbón de Castilla y León, situándose como la segunda cuenca extractora, detrás de la de El Bierzo.

Según el Inventario Nacional de Recursos de Carbón (IGME, 1985) tiene unos recursos muy probables de 35 Mt, el 17% de la Comunidad.

Cuenca de El Bierzo (56) Está situada al noroeste de la provincia de León, en las proximidades Ponferrada, en los municipios de Fabero, Páramo del Sil, Berlanga de El Bierzo, Toreno, Noceda, Bembibre, Folgoso de la Ribera, Igüeña, Valdesamario, Santa María de Ordás y Villagatón.

Desde el punto de vista geológico la Cuenca carbonífera de El Bierzo está situada en el Sinclinorio de Vega, dentro del Dominio del Navia-Alto Sil, en la Zona Asturoccidental-Leonesa (Fig. 17). Los materiales estefanienses de la cuenca se sitúan discordantes sobre las pizarras y areniscas ordovícicas de las Fms. Luarca y Agüeira (9), las pizarras silúricas (11) y, al sureste, sobre la Serie de los Cabos (7). Están cubiertos discordantemente por los materiales terciarios y cuaternarios de la Cuenca de El Bierzo.

En la C. de El Bierzo el IGME realizó una serie de proyectos de investigación geológico-minera de carbón desde finales de 1977 hasta 1983, para incrementar el escaso conocimiento geológico-minero que sobre ella había, y dadas las importantes reservas de antracita puestas de manifiesto por el Inventario de Recursos Nacionales de Carbón de 1977. Zapatero (1983) resume el t rabajo realizado y las conclusiones obtenidas. Un trabajo posterior (IGME, 1984) correlaciona las series estratigráficas establecidas, unifica nomenclaturas, etc., ofreciendo una síntesis muy completa sobre la cuenca, que se usará en parte a continuación.

Descripción de la cuenca

El ITGE (1984) distingue en la C. carbonífera de El Bierzo, desde un punto de vista geológico, cinco bloques tectónicos, que son los Bloques de Fabero, Langre, Noceda, Almagarinos y Torre (Fig. 25). Dentro cada uno de ellos consigue establecer una serie única, por correlación de las series establecidas en los trabajos anteriores. Pero debido a las importantes diferencias estratigráficas en las series depositadas en cada uno de los bloques, no fue en cambio posible


establecer correlaciones entre ellos, ni, por tanto, una nomenclatura única para toda la Cuenca.

La sedimentación, de carácter continental, comenzó sobre un relieve importante, siendo los primeros sedimentos depositados, en las proximidades de los bordes, de tipo conglomerático y de carácter torrencial. Hacia el centro de la cuenca, en cambio, la sedimentación pudo comenzar con materiales más finos. Del mismo modo, a medida que se fue rellenando la cuenca, esa sedimentación más fina se extendió por toda ella, fosilizando los depósitos más gruesos de borde.

La serie, muy monótona, está constituida fundamentalmente por areniscas, lutitas y capas de carbón, en una sucesión rítmica, posiblemente en relación con la subsidencia. Durante la sedimentación fueron variando continuamente las condiciones de depósito, entre medios fluviales, pantanosos y lacustres. Las variaciones en la extensión de las capas de carbón indicarían un desarrollo variable de las turberas en las que se formó.

En las distintas columnas estratigráficas levantadas, tanto en superficie, como en mina o sondeos, se recogió abundante flora y fauna fósil, con el objetivo de definir niveles guía generales o locales para hacer las correlaciones, y para establecer la edad relativa de los materiales y de la cuenca.

A partir de la flora, se ha establecido una edad Estefaniense C inferior para toda la cuenca, aunque en alguna zona podría estar representada la parte más alta del Estefaniense B .

Las series de los distintos bloques pueden llegar a alcanzar las siguientes potencias:

Bloque de Fabero > 1.700 m

Bloque de Langre > 2.000 m

Bloque de Noceda > 3.500 m

Bloque de Almagarinos > 1.400 m

Bloque de Torre > 2.500 m

La importancia de estas potencias reflejaría lo activa que fue la fosa tectónica de El Bierzo.

Son frecuentes las capas de carbón, con potencias desde milimétricas hasta de 0,8-1 m. Potencias mayores que estas tienen carácter local. El carbón de la Cuenca de El Bierzo es antracita, con alto poder calorífico y bajo contenido en cenizas. El contenido en materias volátiles varía según los bloques. Mientras que en los de Fabero y Langre oscila entre el 4 y el 9%, y en los de Noceda y Almagarinos entre el 3 y el 9,2%, en el Bloque de Torre muchos valores están por debajo del 4% (perantracitas), aunque oscilan entre el 3,5 y el 7%.

La Cuenca está atravesada por grandes fallas E-O (a ENE) que la compartimentan (Fig. 25). Su estructura se adapta a las deformaciones del zócalo, que consistirían principalmente en movimientos verticales a lo largo de los planos de falla. Las diferencias en las series estratigráficas de los distintos bloques serían consecuencia de la influencia de estas fallas durante la sedimentación.

La serie aparece suavemente plegada, con pliegues de dirección predominante E -O o ENE. Los buzamientos de las capas solo llegan a ser altos en las proximidades de las fallas a cuyo movimiento se adaptan. La poca importancia de estos pliegues sería indicativa de la escasa importancia de los esfuerzos tangenciales. Es, por tanto, más relevante el papel de las fallas que el de los pliegues.


Las características geométricas de las capas de carbón se resumen en la siguiente tabla, elaborada con los datos proporcionados por IGME (op. cit.):

Fabero Noceda Valdesamario

Torre

Nº de capas máxima 7 4 10 4

explotadas mínima 1 1 2 1

Potencia máxima 1,30 0,90 0,91 1,00

media (m) mínima 0,50 0,40 0,43 0,50

Pendiente máxima 50º 75º 60º 70º

media mínima 8º 12º 25º 12º

En la base de datos de minas e indicios, en el campo anchura se indica el número de capas y el intervalo de potencias de éstas.

Bloque de Fabero

Este bloque tiene mucho interés, puesto que en el se concentra más del 60% de la producción actual de la Cuenca.

La serie está constituida por conglomerados en la base y, más arriba, una alternancia de areniscas, micropudingas, lutitas y capas de carbón. Las areniscas constituyen el 62% de la serie y tienen mayoritariamente origen fluvial.

Los tramos que se han distinguido en el Bloque de Fabero son, de techo a muro, los siguientes:

Tramo Superior: tiene más de 250 m de espesor y solo ha dado lugar a pequeñas explotaciones.

Tramo de Fabero: tiene 150-160 m de potencia. En él se distinguen 4 capas de carbón que se denominan, de techo a muro, Capa 1ª a 4ª de Fabero.

Tramo de Jarrinas: tiene 45-55 m de potencia. En él se distinguen 5 capas de carbón, que se denominan, de techo a muro, Capa 1ª a 5ª Jarrina.

Tramo de Valdeferrera: de 150-190 m de potencia. Es estéril por su carácter predominantemente lacustre.

Tramo de Internacionales: de 180-280 m de potencia. En él se distinguen 7 capas de carbón que, de techo a muro, son: Ancha, Alemana, Inglesa, Sueca, Francesa, Italiana y Portuguesa.

Tramo de Villamar: de 0 a 400 m de potencia. En este tramo se distinguen 12 capas, que de techo a muro, son: B, A, Sila bis, Sila, 26, 25, Pueyos y el Paquete de Cazadoras, desde la Capa 0 a la 5ª (siempre de techo a muro).

Tramo de Bustiriegas: de 0 a 375 m de potencia, en él hay 5 capas de carbón definidas en la mina Antolina (indicio 505), situadas en los 180 m inferiores del


tramo, que son, de techo a muro: Bienhallada, Perdiz, 3 (o Sucia), 2 (o Santa Bárbara) y 1.

Tramo de Matarrosa: de 0 a 300 m de potencia, se localiza exclusivamente al este del río Sil. La única capa de carbón explotada en este tramo es la Capa X, por minería de interior.

Tramo Basal: con una potencia de 0 a 200 m, lo forman los conglomerados de borde de la Cuenca, con una extensión limitada hacia el interior. En él no se ha explotado ninguna capa de carbón.

Bloque de Langre

En este bloque los depósitos de borde tienen menos importancia. Asimismo es menor la proporción de areniscas que en el Bloque de Sabero, ya que solo alcanzan el 58%.

Se han diferenciado 5 tramos, que se distinguen a continuación, de techo a muro:

Tramo de Perdiz: de más de 500 m de espesor, se encuentra solo al oeste del río Sil. El paquete que le da nombre al tramo está localizado en su base, y lo forman, de techo a muro, las capas Primera, Bienhallada y Perdiz. La explotación de estas capas se ha realizado en el G. Escandal (indicio 496).

Tramo de Murias: tiene potencias comprendidas entre 290 y 470 m. En los 40 m inferiores hay un tramo de mucha influencia lacustre, que pierde importancia hacia arriba. Se han explotado una serie de capas en la parte inferior del tramo, que al este del Sil son las capas 1ª, 3ª y Estrecha y, al oeste, la Capa Bat (o Bit), explotada en el G. Murias (indicio 488).

Tramo de Alinos: puede alcanzar los 430 m de potencia, de los cuales los primeros 100 m pueden ser conglomeráticos. Los carbones de este tramo no tienen interés minero.

Tramo de Méndez: tiene una potencia comprendida entre 0 y 450 m. La base del tramo se sitúa en la base de la capa del mismo nombre, única explotada del tramo. A techo está la Capa 7.

Tramo Inferior: tiene una potencia máxima de 150 m y carece de niveles importantes de carbón.

Bloque de Noceda

Dado el importante espesor de sedimentos del bloque, antes señalado, ni las labores mineras, ni los sondeos realizados por el IGME han alcanzado la base del Carbonífero. Por otra parte, los materiales carboníferos están recubiertos por sedimentos terciarios y cuaternarios en la parte central del bloque y no es fácil la correlación de las series levantadas al este y al oeste de estos materiales.

Las capas de carbón son más importantes en los 1.500 m superiores de la serie, en los que se han distinguido 10 tramos, que se describen brevemente a continuación de techo a muro:

Tramo de Melendrera: incluye todos los materiales que se apoyan sobre la Capa Amalia, que alcanzan más de 400 m de potencia. Las capas de carbón que tiene


son de poca potencia, de modo que no son explotables por minería subterránea. Tampoco han tenido importancia las explotaciones a cielo abierto.

Tramo de Amalia: abarca desde la base de la Capa Colmenar, a muro, hasta el techo de la Capa Amalia. Tiene una potencia de 160-180 m. Las tres capas más importantes del tramo son, de techo a muro, la Capa Amalia o Tercera, la Capa Mario y la Capa Colmenar, también denominada Carmen, o Ancha, al este del río Noceda.

Tramo de Petra: su muro es el de la Capa Estrecha de Igüeña y su techo el muro de la Capa de Colmenar. Desde este tramo hacia arriba hay un aumento de la proporción de capas de carbón en la serie. Se han explotado varias capas en este tramo, que son distintas de oeste a este.

Tramo de Boeza: su muro es la base de la Capa Maestra y el techo el muro de la Capa Estrecha de Igüeña. La secuencia tiene 200-300 m de potencia. Solo se ha explotado la Capa Maestra.

Tramo de Rodrigatos: situado sobre la Capa Conchita, tiene el techo en la base de la Capa Maestra. Su potencia varía entre 400 y 450 m. Tiene pocas capas de carbón, ninguna de ellas significativa.

Tramo de Las Regueras: tiene el muro en el techo de la Capa Useos y el techo en el de la Capa Conchita. Su potencia está comprendida entre los 800 y 900 m. A partir de este tramo y hacia arriba se produce un aumento importante de la sedimentación lacustre y un descenso acusado de las capas de carbón.

Tramo de Useos: con una potencia de 600 a 680 m, su techo está situado en el de la Capa Useos, equivalente a la Capa 8. En él se distinguen dos paquetes mineros, que son de techo a muro, el Paquete Anunciada, o Useos, y el Paquete Las Pasadas. En el primero se han explotado entre una y cuatro capas. El segundo, situado aproximadamente en la base del tercio superior del tramo, está formado por las Capas 1, 2 y 3. Aunque por debajo de esta última puede haber alguna otra de interés. En todo caso, el número de capas de estos paquetes varía mucho, lo que se corresponde con la importancia de las variaciones laterales de facies.

Tramo de Tremor: tiene una potencia de entre 320 y 360 m. Su base está situada en el techo de la Capa Francisca, mientras el techo es el de la Capa Deseada. En Tremor de Arriba engloba a la Capa 18 y superiores del Paquete Congosta, y el Paquete Llamazares completo. La correlación con otras capas de otras áreas es compleja.

Tramo de Espina: tiene un espesor muy variable, que va desde unos 20 m al oeste, hasta 500 m al este. La correlación de los distintos paquetes mineros, muchos de ellos objeto de una intensa explotación por minería de interior, es difícil. Así, en la región más occidental, en el Grupo Minero El Porvenir S.L . (indicio 601) se distinguen de techo a muro las capas 10, 9 y 8. Más al este, en Alto Bierzo, S. A. (608), se distinguen de techo a muro las capas 21, 24, 25, 27 y 28. Más al norte, dentro del Paquete Cuervo, se encuentran de techo a muro las capas Cuervo, o Ancha, y Estrecha. Más hacia el este se distingue el Paquete Rafaela, con la Capa Francisca, y el Paquete Norte, con las siguientes capas de techo a muro: Ancha ó 25, 70, 1ª Polo y 2ª Polo.


Tramo de Base: con una potencia de hasta 300 m, está constituido fundamentalmente por conglomerados, que corresponden a depósitos de abanicos aluviales depositados en los bordes de la cuenca.


Bloque de Almagarinos

El espesor de los sedimentos observados varía entre 1400 y 1900 m, dependiendo del espesor de los conglomerados basales. En general, es pequeño el número de pasos de carbón explotable en este bloque, lo que se refleja en una menor importancia de la actividad extractiva.

Se han distinguido 5 tramos estratigráficos, que se describen brevemente a continuación de techo a muro:

Tramo de Brañuela: no se ha explotado en este tramo, de fuerte influencia lacustre, ningún nivel de carbón. El muro se sitúa en el primer nivel con fauna dentro de la zona con influencia lacustre. Tiene 180 m de potencia.

Tramo de Valdilín: tiene una potencia de 420-480 m, y se sitúa sobre la Capa 37, siendo su techo el primer nivel con fauna dentro de una zona con influencia lacustre acusada. Las explotaciones más importantes se han realizado sobre tres niveles situados inmediatamente sobre la Capa 37, de las cuales la superior se denomina Capa Camocha. Sobre ésta, en algunas áreas, hay otras dos capas que han sido explotadas.

Tramo de Vallecuevo: llega a alcanzar los 450 m de potencia. Los niveles de más interés se sitúan en los 190 m superiores, y son, de muro a techo, las capas Rascón, Sucia y 37, o Grillones. El techo del tramo se sitúa en el de esta última capa.

Tramo de Almagarinos: tiene un 67% de areniscas. Su potencia es variable, entre 0 y 360 m. Hacia la mitad del tramo se encuentran los niveles explotables, en los que se distinguen 12 capas denominadas, de muro a techo, Capa 1 a 12. No todas ellas han sido explotadas.

Tramo Conglomerático. Tiene hasta 400 m de potencia, de depósitos proximales de abanicos aluviales.

Bloque de Torre

Los sedimentos carboníferos de este bloque se disponen discordantes sobre materiales ordovícicos, que tienen un fuerte relieve. Se han distinguido 9 tramos estratigráficos, que de techo a muro, se describen a continuación brevemente:

Tramo de Techo: de 200 m de potencia, solo tiene 2-3 pasos de carbón sin interés.

Tramo de Constancia: tiene entre 150 y 170 m de potencia, comprendida entre su muro, situado en la base de la Capa Constancia, y su techo, en el de la Capa 37. Incluye el Paquete Constancia, formado por 4 capas que, de techo a muro, son la 37 ó Rosa, Guillermo o Sucia, Vidal y Constancia.

Tramo de Nueva: tiene su muro en el de la Capa Nueva, mientras que su techo es el muro de la Capa Constancia. La potencia del tramo es de 330-370 m, siendo las explotaciones desarrolladas en él insignificantes.

Tramo de Sarita: su muro es el de la Capa Fragua, siendo el techo el muro de la Capa Nueva. La potencia va de 210 a 240 m. En el tercio inferior del tramo se


encuentra el Paquete Sarita, o de Las Delias, formado, de techo a muro, por las capas Sarita, California y Fragua.

Tramo de Torre: desde este tramo hacia arriba las capas de carbón son mucho más escasas. Su muro es el de la Capa 5ª, mientras que el techo es el muro de la Capa Fragua. Su potencia varía entre 280 y 320 m, de los que los 70 m inferiores son muy detríticos, con un carácter rítmico muy marcado. El único paquete minero del tramo es el Paquete Torre, que está situado en su base y lo forman 5 capas, que de techo a muro son la 1ª, 2ª, 3ª ó Mora, 4ª y 5ª. De ellas las tres inferiores han sido explotadas.

Tramo de Chuchú-Navaleo: su potencia varía entre 200 y 420 m, como consecuencia de la importancia del relieve de los materiales ordovícicos del zócalo. Contiene dos paquetes mineros que, de techo a muro, son el Paquete Navaleo, que tiene normalmente dos capas explotables, y el Chuchú, que puede tener hasta 6 capas de carbón, de las que normalmente se han explotado 2 -3.

Tramo de Estrechas: su potencia va de 0 a 320 m, como consecuencia de la importancia del paleorrelieve precarbonífero, contra el que el tramo se acuña. El muro se sitúa en un nivel fosilífero por encima del Paquete de Anchas, mientras que el techo es el muro de la Capa Chuchú. Los 150 m inferiores tienen una fuerte influencia lacustre. El Paquete de Estrechas está situada en la parte alta del tramo, solo tiene 2-3 pasos de carbón, no siempre en la misma posición estratigráfica, y con fuerte variabilidad lateral.

Tramo de Anchas: por la importancia del paleorrelieve, contra el que se acuña lateralmente este tramo, su potencia puede variar entre 0 y 250 m. El techo se sitúa en un nivel con fauna, con influencia lacustre, que se encuentra un poco por encima de la Capa 13. En la parte superior del tramo se sitúa el Paquete de Anchas que, de techo a muro, forman las capas 13, 14, 15 y 16. Al sureste, en las explotaciones de Antracitas de Brañuelas, S.A. (indicios 965 y 973) estas capas se denominan Manuela, Elena, Carmen y Margarita, apareciendo una más a muro, denominada Esperanza. Este paquete ha sido objeto de una intensa explotación en toda la zona, siendo característica la gran continuidad de las capas de este tramo.

Tramo Basal: corresponde a los sedimentos conglomeráticos de borde de la Cuenca y su potencia va de 0 a 250 m. Geográficamente está situado en la mitad oriental del borde sur del bloque, y se acuña hacia el norte rápidamente.

El número de explotaciones de la Cuenca carbonífera de El Bierzo reflejadas en la base de datos es de 179. En el año 1996 se produjeron 2,96 Mt vendibles de antracita, con 3.476 empleados, en 51 explotaciones. De ellas, 2,58 Mt se extrajeron en minería subterránea y 0,38 Mt a cielo abierto (el 13%). En los Bloques de Fabero y Langre se extrajeron 1,85 Mt, el 62,5% de la Cuenca, igual que en la C. de Villablino, la segunda cuenca en producción de la Comunidad. También fue importante la producción en el Bloque de Torre, con 0,8 Mt, el 27% de la Cuenca.

El 47% de la producción fue de Coto Minero del Sil, S.A., en los Grupos Gostillal (indicio 487), Caleyo (489), Barrera (494), Escandal (496), Alemana (498) y Santa Cruz (503) y en la Gran Corta de Fabero: Áreas 5, 6 , 7 y 8 (indicio 482) y Área de Sorbeda (485).


Otras producciones destacables son las de Antracitas de Fabero, S. A. (indicios 469 y 476), Viloria Hermanos, S. A. (589 y 950), Antracitas de Brañuelas, S.A. (965), Alto Bierzo, S. A. (608), MINEX (931), Antracitas de La Granja, S. A. (981), Antracitas de Salgueiro, S. A. (958), Campomanes Hermanos, S. A. (952), etc.

La C. de El Bierzo es la principal cuenca carbonífera de Castilla y León, de la que se extrajo en 1996 el 44% de la producción regional de carbón. También en reservas es la primera de las cuencas, con 68,6 Mt de recursos muy probables, el 33% de la Comunidad (IGME, 1985).

LIGNITO (CLASE 10)

Las explotaciones de lignito en Castilla y León se encuentran distribuidas en dos dominios geológicos y geográficos diferentes:


Cordillera Ibérica

En ambos casos los lignitos aparecen intercalados en sucesiones de edad cretácica, pero a diferencia de las cuencas de hulla y antracita, no se conoce con exactitud la extensión de las áreas con yacimientos. Por esta razón, y dado el escaso desarrollo que ha tenido esta minería, no se ha creído conveniente definir distritos mineros de lignito en el esquema del Mapa 2.

Región Vasco-Cantábrica Las explotaciones de lignito de la Región Vasco-Cantábrica se concentran en dos áreas principales: Aguilar de Campoo (provincia de Palencia) y Embalse del Ebro (Cantabria y provincia de Burgos).

Los datos correspondientes a estas dos áreas proceden de las Hojas MAGNA nº 108 y 133, y del trabajo de la Junta JCL 10 (1986).

En el área de Aguilar de Campoo se explotó lignito negro de la sucesión del Aptiense-Albiense y de la Fm. Utrillas. En el Aptiense-Albiense se trata de una capa de potencia decimétrica, aunque localmente puede alcanzar hasta 2 m, intercalada en una sucesión de lutitas grises y rojas con areniscas; el lignito se formó en ambientes fluviales, y tiene un 41% de cenizas, 3000 kcal/kg de poder calorífico, y alto contenido en volátiles y azufre. En la Fm. Utrillas se explotó una capa de hasta 1,1 m, intercalada en un tramo transicional a las sucesiones marinas del Cretácico sup; este lignito es de ambientes de marisma, y tiene unas 3500 kcal/kg de poder calorífico, 34% de cenizas, y alto contenido en azufre.

En la actualidad no hay ninguna explotación activa en la zona. La época de mayor actividad minera corresponde al periodo 1919-50, aunque en general no se obtuvieron grandes producciones. Las explotaciones sobre Aptiense-Albiense fueron principalmente a cielo abierto, y se localizan en las cercanías de Lomilla (indicios 756 y 757). En las restantes explotaciones se benefició el lignito de la Fm. Utrillas, en labores casi siempre subterráneas; entre éstas destaca la Mina San Jerónimo (indicio 762), de Lignitos de Castilla, con once socavones en la zona de Villacibio.

Lignito 239

En el área del Embalse del Ebro se han descrito capas de lignito intercaladas en las

240 Lignito

sucesiones del Aptiense-Albiense y de la Fm. Utrillas; estas capas fueron explotadas antes de la construcción del Embalse, que actualmente cubre la mayoría de las labores. En la provincia de Burgos, las que no han quedado anegadas corresponden a dos zanjas (indicios 381 y 382), que han cortado algunos carboneros de la facies Weald y de la Fm. Utrillas.

Además de estas dos áreas se conoce la existencia de lignito en las Merindades de Valdeporres, Sotoscueva y Valdivielso, en el Valle de Tobalina y en el Condado de Treviño (Fray Valentín de la Cruz, 1996); sin embargo, no se ha podido concretar la ubicación de estos indicios, y por tanto no se han incluido en la base de datos.

Cordillera Ibérica Los yacimientos de lignito de la Cordillera Ibérica se sitúan en las sucesiones del Aptiense-Albiense (Grupo Urbión) y de la Fm. Utrillas. Se han contabilizado un total de 7 explotaciones, que se distribuyen del siguiente modo: 3 en un área en torno a San Leonardo de Yagüe (provincias de Burgos y Soria), 2 al oeste de Salas de los Infantes (Burgos), y 2 en el límite oriental de la provincia de Soria. En todos los casos se trata de labores pequeñas, abandonadas hace años.

Los datos que se han obtenido de estas labores proceden del trabajo de la Junta JCL 10 (1986), y de las Hojas MAGNA nº 316, 348, 380 y 408.

De las tres primeras cabe destacar la Mina San Ramón (indicio 1568), que abarca un conjunto de pocillos y trincheras, siguiendo una capa de lignito de 0,3-0,4 m de potencia situada en el G. Urbión. Esta mina tuvo actividad durante el periodo 1914 -18. Los otros dos indicios corresponden a labores de menor tamaño, activas en los años 40 y 60.

Cerca de la localidad de Contreras (al oeste de Salas de los Infantes), el indicio 1392 agrupa 5 pozos pequeños, que estuvieron activos entre 1950 y 1960. El otro indicio de esta zona es aún menor (1 pozo), y al igual que el de Contreras, fue una explotación de lignito de la Fm. Utrillas.

Las explotaciones del este de Soria son la Mina Picarzo (indicio 1710), con una capa de lignito de 1 m de potencia ya agotada, y una serie de labores subterráneas y a cielo abierto cerca de Ciria (indicio 1678). En este último indicio se explotaron 2 capas de 2 y 2,5 m de potencia, y otras de menor entidad, todas ellas situadas en la Fm. Utrillas; el lignito explotado tiene casi 6500 kcal/kg de poder calorífico y 37% de volátiles.

URANIO

La investigación geológica y minera de las sustancias radioactivas la han realizado, fundamentalmente, la Junta de Energía Nuclear (JEN) desde 1949 y, después, la Empresa Nacional del Uranio, S. A. (ENUSA), destacando la colaboración del Departamento de Geología de la Universidad de Salamanca.

Son numerosos los trabajos que tratan de los yacimientos españoles de uranio: Arribas (1975, 1987, 1992, etc.), centrándose en los de Castilla y León el de Arribas et al. (1982).

Uranio 241

Distingue Arribas (1992) tres tipos de mineralizaciones radiactivas en relación con las rocas en las que están encajadas: ígneas, metamórficas o sedimentarias. En cada una de estos grupos separa las mineralizaciones singenéticas, originadas por el mismo proceso que la roca con la que están relacionadas, de las epigenéticas, generadas en un proceso posterior.

Se describen a continuación brevemente las mineralizaciones de uranio de Castilla y León, de acuerdo con esta clasificación, para centrarse más adelante en el Área de Ciudad Rodrigo (57), donde se encuentran la Mina Fe y la Corta D, las únicas explotaciones activas de esta sustancia desde hace varios años en España.

Mineralizaciones en rocas plutónicas

Todas las mineralizaciones de minerales radiactivos encajadas en granitos en Castilla y León son epigenéticas, de tipo filoniano. Entre las de la provincia de Salamanca distingue Arribas (1992) cuatro tipos. En el primero los minerales primarios están completamente oxidados, como en los yacimientos encajados en el Granito de Peñaparda (indicios 2147, 2151 y 2153), o en el 1840, encajado en el G. de Villar de Ciervo-Bañobárez. El segundo grupo tiene mineralizaciones de pechblenda y sulfuros de tipo BPGC, como en Valdemascaño (indicio 1832), que encaja en el G. de Lumbrales (Arribas, 1963; Arribas et al., 1982). El tercer tipo está representado por la episienita uranífera de Sobradillo (Arnaiz et al., 1984). El cuarto grupo, que es el de más interés, está representado por la mina María Teresa de Villar de Peralonso (indicio 1811), que está situada en una importante fractura de dirección NE, encajada en los granitos del Domo del Tormes, donde la coffinita es el principal mineral de uranio (Arribas, 1964; Arribas et al., op. cit.).

Los situados en la provincia de Ávila eran originalmente como el de Valdemascaño, antes descrito, pero han sufrido una meteorización muy intensa y están formados exclusivamente por minerales secundarios de uranio (indicios 2114, 2129, 2130, 2183, 2224, etc.).

Mineralizaciones en rocas metamórficas

También en el caso de las rocas metamórficas, los yacimientos radioactivos de Castilla y León son todos epigenéticos.

Las más importantes mineralizaciones de este grupo son las conocidas como tipo ibérico (Arribas, 1992). Se caracterizan por la presencia de filoncillos con óxidos (pechblenda) y silicatos (coffinita) de uranio, que atraviesan a los metasedimentos de forma irregular en zonas de fractura, y que encajan en los materiales del Complejo Esquisto-Grauváquico o el Paleozoico inferior (Arribas, 1985; Martín Izard, 1985 y 1986).

A este tipo pertenecen los más importantes yacimientos españoles de uranio, en los que se encuentran las mayores reservas de mineral. Yacimientos de este tipo son la minas Fe (indicio 2089), en Saelices el Chico; Esperanza (1946), en Villar de la Yegua; y Caridad (1867), en Villavieja de Yeltes; la Corta D (2090), en Carpio de Azaba; y los indicios de la Alameda de Gordón (indicios 2065 a 2071; Arribas et al., 1983). Todos ellos se encuentran al oeste de la provincia de Salamanca, en el borde norte de la Cuenca de C. Rodrigo, en la denominada en este t rabajo Área de Ciudad Rodrigo (57), o en el área de Villavieja de Yeltes.

242 Uranio

Las primeras mineralizaciones secundarias de uranio en las pizarras de Salamanca fueron descubiertas en 1957, encontrándose a principios de 1959 los primeros indicios de pechblenda (Arribas, 1960 y 1962). Su origen es todavía discutido. El Área de Ciudad Rodrigo (57) se describirá más adelante, usando como yacimiento tipo la Mina Fe (Mapa 2; Fig. 17).

Son también epigenéticas las mineralizaciones de Retortillo (indicio 1952, Salamanca), encajada en las pizarras de la Fm. Luarca (Pérez del Villar y Moro, 1989), San Rafael (Segovia) y Palacios de la Sierra (Burgos).

Mineralizaciones en rocas sedimentarias

Según Arribas et al. (1982) y Arribas (1992) mineralizaciones singenéticas de este tipo son las de Briviesca y Salas de los Infantes (Burgos) y Abéjar y Cabrejas del Pinar (Soria). El uranio en este último caso está asociado a la materia orgánica dispersa en la Fm. Arenas de Utrillas (29), de tipo húmico o asfáltico. Posteriormente el uranio se ha podido movilizar debido a la porosidad de las arenas, dando lugar a depósitos epigenéticos.

Otras mineralizaciones en rocas sedimentarias son las asociadas a la Fm. Arenas y arcillas de Segovia (indicios 1736, 1816, 1817, 1912 y 1915) en el Borde norte del Sistema Central.

Área de Ciudad Rodrigo (57) Se denomina aquí así el afloramiento de más de 250 km

2 de CEG situado al

noroeste de esa ciudad. Está limitado al norte por el granito de Villar de Ciervo -Bañobárez y al oeste por el de Fuentes de Oñoro. Está recubierto discordantemente por la Serie detrítica Eo-Oligocena. Martín Izard (1986) lo denomina Área Sur, y aporta cartografías y descripciones de cada una de las zonas anómalas, objeto de detalladas investigaciones geológicas y mineras de la JEN y ENUSA. En esta área están situados los yacimientos de uranio más importantes de España, con las mayores reservas de este mineral, entre los que destaca la mina Fe.

Son muy numerosos los estudios geológicos sobre la Mina Fe (indicio 2089), situada 8 km al NO de Ciudad Rodrigo, el principal yacimiento español de uranio, lo que permite tener actualmente un buen conocimiento de muchas de sus características (Coma Molist, 1985; Martín Calvo et al., 1988; Both y Arribas, 1993; Both et al., 1994; y Martín Izard et al., 1994). Por otra parte, aquellas son extensibles a los otros yacimientos del distrito antes citados, por lo que siguiendo a estos autores se describe a continuación la mina Fe, tomándola como el yacimiento tipo de esta área.

El yacimiento está enclavado en el Complejo Esquisto-Grauváquico indiferenciado (4), en la Zona Centroibérica. Los metasedimentos de carácter turbidítico están constituidos esencialmente por alternancias centimétrico - decimétricas de cuarcitas y filitas carbonosas o sericíticas, con algunos niveles de areniscas feldespáticas, anfibolitas, brechas sedimentarias calcáreas o conglomerados. Han sufrido metamorfismo regional de bajo grado, de la facies de los esquistos verdes. A pesar de la proximidad relativa de los afloramientos graníticos, no se ha

Uranio 243

observado efecto alguno del metamorfismo de contacto, ni en superficie, ni en profundidad, en sondeos realizados a más de 400 m.

244 Uranio

La primera fase de deformación regional se manifiesta con pliegues de vergencia este, con ángulo entre los flancos de 60º, planos axiales de dirección N115 a 155ºE y buzamiento al oeste de 35 a 65º; que desarrollan esquistosidad de flujo (S 1). No se observa la segunda fase regional de deformación. La tercera produce pliegues de amplitud métrica a decamétrica y tiene en la mina planos axiales N80ºE, 70ºN; lleva asociada una esquistosidad de crenulación (S3), que llega a transponer la S1. La superposición de ambas fases da lugar a figuras de interferencia complejas.

La mina Fe está situada entre el gran pliegue anticlinal del Águeda, de dirección N -S y vergencia este, y el sinclinal de Villar de la Yegua-Saelices, en el flanco inverso del anticlinal. La fracturación está condicionada por las zona de máxima debilidad creadas por el plegamiento, aprovechando las zonas de charnela, flancos inversos de los pliegues, etc. Estas fracturas han rejugado repetidas veces y frecuentemente se ha producido brechificación. Las direcciones de fractura más importantes son N-S, N20ºE, E-O y N120ºE. En la corta Fe-3 destaca la mineralización asociada a las fracturas Pistola (E-O) y Grafitosa (N-S); la zona de cruce entre ambas está extraordinariamente enriquecida. En todo caso hay un cierto control litológico de la mineralización, ya que ésta se encuentra con preferencia en las fracturas y brechas que atraviesan rocas pelíticas con un mayor contenido en materia orgánica.

La mineralización se dispone en filoncillos brechoides irregulares, cuya potencia varía entre unos milímetros y 20 cm, enclavados en zonas de brecha de unos centímetros a varios metros de anchura. La mineralización primaria la constituyen como minerales principales pechblenda, coffinita, pirita y marcasita, con trazas de sulfuros BGPC, y una ganga de carbonatos (calcita, dolomita y ankerita) y adularia. La alteración supergénica ha dado lugar a la formación de numerosos minerales secundarios de uranio. En la zona de oxidación hay una cierta distribución isotrópica de la mineralización, debido a la difusión de esos minerales. El 90% de las reservas del yacimiento están en los primeros 60 m bajo la superficie topográfica, en una franja bastante constante.

El depósito de la mineralización se ha realizado en tres fases principales. En la fase inicial se depositaron vetas de ankerita y sulfuros de hierro, produciéndose una limitada cloritización de las rocas encajantes. En la fase principal se depositaron adularia, sulfuros de hierro, pechblenda y algo de coffinita, calcita y dolomita. En la fase final se depositaron carbonatos, sulfuros de hierro, pechblenda y coffinita, en fracturas y huecos de la roca, como sedimentos finamente laminados (Arribas, 1992).

Los datos de inclusiones fluidas de los carbonatos de las fases inicial y principal presentan temperaturas de homogeneización comprendidas entre 230 y 60ºC, con máximos a 100 y 75ºC. Los cálculos de P/T indican que las inclusiones fluidas se formaron a poca profundidad, aunque la suficiente para evitar la ebullición (Mangas y Arribas, 1984b).

Según los datos proporcionados por el estudio de los isótopos estables de los carbonatos y la pirita, la mineralización se depositó en un sistema hidrotermal dominado por las aguas meteóricas (Both and Arribas, 1993; Both et al., 1994).

Las dataciones de las pechblendas de la mina Fe y del área de Alameda han proporcionado edades de 35±2 Ma, lo que indica su relación con la formación de la Cuenca de Ciudad Rodrigo (Saint André y Arribas, 1987). Otros autores dan edades ligeramente distintas, de 36 Ma y entre 37 y 57 Ma, según diversos estudios (Martín Calvo et al., 1988). Los análisis sistemáticos U/Pb indican una

Uranio 245

edad de 425±21 Ma, época en la que se habría producido una concentración inicial de uranio. La removilización posterior de estas concentraciones produciría la formación de los yacimientos durante el Terciario (Arribas, 1992).

Como ya se ha comentado anteriormente, el origen de estos yacimientos de tipo ibérico ha sido muy discutido, proponiéndose tres modelos principales. Según el primero, serían yacimientos de origen magmático, epitermales, en relación con los granitos hercínicos circundantes (Arribas, 1960, 1962 y 1970). Para el segundo serían yacimientos supergénicos, originados por la lixiviación del uranio contenido en los granitos hercínicos, en los procesos de erosión y meteorización relacionados con el desarrollo de la penillanura pliocena, y depósito en las partes profundas de las fracturas que atraviesan el CEG, en ambiente reductor (Fernández Polo, 1970). En el tercer modelo se propone que los yacimientos están formados por la lixiviación del uranio contenido en las pizarras carbonosas del Complejo Esquisto -Grauváquico, por la acción de circuitos hidrotermales originados por la actividad tectónica alpina.

Según Arribas (1985, 1987 y 1992), Coma Molist (1985) y Martín Calvo et al. (1988) los datos actuales apoyan la tercera opción. Un sistema hidrotermal, que actuó por efecto de la tectónica alpina durante el terciario, habría lixiviado el U, y los otros elementos que forman la mineralización, de los metasedimentos carbonosos del CEG (Arribas et al., 1984a; Martín Izard et al., 1985 y 1994), ascendiendo los fluidos mediante bombeo sísmico, y depositándose la mineralización en zonas subsuperficiales, en áreas brechificadas con ambiente reductor. Una primera movilización a pequeña escala se podría haber producido durante el metamorfismo, ya que a partir de una determinada temperatura el uranio, que se encontraría en los sedimentos originalmente como compuestos urano-orgánicos, se disocia completamente del carbón.

La Empresa Nacional del Uranio, S. A. tiene actualmente en producción la mina Fe, situada en Saelices el Chico y activa desde 1974, y la corta D, en Carpio de Azaba al norte y al sur del río Agueda, respectivamente. En el año 1995 se extrajeron 702.671 t de mineral entre las dos labores a cielo abierto, con una ley de 597 t U3O8, lo que representa 419.740 kg de U3O8. El ratio t estéril/t mineral fue 3,52 (Estadística Energética de Castilla y León, 1995) .

El procesado del mineral se realiza por lixiviación ácida a pie de mina en la planta Quercus, puesta en marcha en 1993. Tiene una capacidad de producción de 950 t/a de U3O8, pero debido a los precios actuales del mineral y por razones estratégicas se mantiene actualmente en 300 t/a.

Entre la mina Fe y la corta D tienen unas reservas de 37,5 t de U3O8. Otras 10 t más se encuentran en otros yacimientos del Área de Ciudad Rodrigo o en la de Villavieja de Yeltes.

HIDROCARBUROS (CLASE 11)

La presencia de hidrocarburos en el subsuelo de Castilla y León es conocida, en primer lugar, por los afloramientos de asfalto, situados principalmente en la provincia de Burgos. A partir de los afloramientos del valle burgalés de Huidobro, la Sociedad de Sondeos de Huidobro perforó a principios de siglo un pozo de 220 m,

246 Uranio

que obtuvo muestras de petróleo de buena calidad (Fray Valentín de la Cruz, 1996).

La exploración sistemática, basada en criterios geológicos, comienza en los años de la posguerra española. En 1941 se perfora el sondeo Tudanca-1, iniciando una

Hidrocarburos 247

campaña de prospecciones que culminará con el descubrimiento en 1964 del Campo Petrolífero de Ayoluengo. Este yacimiento lleva más de 30 años en explotación, y es el único productor de hidrocarburos de Castilla y León (IGME, 1987).

Desde 1941 hasta la actualidad, se han perforado en Castilla y León un total de 139 sondeos, de los cuales 52 han resultado productivos (45 en Ayoluengo), 31 con indicios y 56 negativos. El total de metros perforados es de 244.383. El objetivo de las prospecciones han sido las sucesiones mesozoicas de la Región Vasco-Cantábrica, y en menor medida, de la Cordillera Ibérica, centrándose especialmente en las estructuras anticlinales y diapíricas.

En este capítulo se describirán las áreas donde la investigación ha dado resultados positivos, dedicando especial atención al Campo Petrolífero de Ayoluengo.

Campo de Ayoluengo (58) Se sitúa en el término municipal de Sargentes de la Lora, en el noroeste de la provincia de Burgos, muy cerca del límite con Cantabria. Ocupa una superficie de unos 7 km

2, comprendida entre las poblaciones de Sargentes de la Lora, Ayoluengo

y Valdeajos, y tiene una potencial área productiva de hasta 10 km2 (ENIEPSA,

1995).

El almacén es una trampa mixta estratigráfica y estructural (Ríos, 1966). Los hidrocarburos se encuentran en una serie de niveles lenticulares de arena, de 5 -10 m de espesor, que se intercalan en una sucesión arcillosa que constituye el sello de la trampa estratigráfica. Se han identificado un total de 43 niveles arenosos con capacidad teórica para actuar como almacén. Debido al alto grado de fracturación, estos niveles aparecen divididos en compartimentos estancos, de forma que es posible reconocer más de 300 almacenes independientes (Alvarez de Buergo y García, 1996).

Todos estos materiales pertenecen a las facies Purbeck y Weald (unidades 24 y 25 del mapa), y han sido divididos por las empresas explotadoras en cuatro grandes unidades, que de techo a muro son (Fig. 26):

Unidad A superior: facies Weald

Unidad A inferior: Purbeck superior

Unidad B: Purbeck inferior

Unidad C: Purbeck inferior-basal

La mayoría del petróleo entrampado se encuentra en el Purbeck inferior.

La estructura está formada por el Anticlinal de Ayoluengo, de dirección NE-SO, que se localiza sobre una almohadilla salina de la facies Keuper (unidad 21), y está cortado por fallas de igual dirección que hunden la parte central del anticlinal (Fig. 26). Entre estas fallas destaca la de Sargentes, al este de la cual se encuentran las arenas más productivas, y la de Ayoluengo, que atraviesa la zona de almacén (Vázquez, 1983; ENIEPSA, 1985; Alvarez de Buergo y García, 1996).

Las rocas generadoras de hidrocarburos pertenecen a la sucesión del Lías medio (unidad 22). Constituyen unas alternancias de margas, margocalizas y calizas, que incluyen cuatro intercalaciones principales de margas, arcillas y calizas bituminosas. Las alternancias tienen un contenido medio de materia orgánica entre

248 Uranio

0,5 y 2,25% en peso, que se eleva en las intercalaciones hasta el 3,5 -8%; la materia orgánica

Hidrocarburos 249

predominante tiene kerógenos de naturaleza algal/amorfa (tipo II). En conjunto constituyen una unidad de más de 100 m de espesor, que se depositó en facies euxínicas (Quesada et al., 1993 y 1996).

Los hidrocarburos migraron hasta su actual almacén, en el Purbeck -Weald, atravesando las formaciones calcáreas del Dogger (unidad 23) según un mecanismo todavía poco conocido; descartados otros caminos, como la porosidad o la karstificación de las calizas, parece que la migración pudo haberse realizado siguiendo microfracturas, planos de estratificación y zonas de fracturación (Alvarez de Buergo y García, 1996).

La investigación inicial se realizó sobre 13 permisos con un área total de 471.861 ha. Posteriormente se concentró en uno solo, el Permiso de Investigación Ubierna (181.019 ha), titularidad de CAMPSA. Esta empresa se había asociado en 1959 con la empresa operadora AMOSPAIN, formada por consorcio de las americanas CALSPAIN (Standard Oil Company California) y TEXSPAIN (Texaco Inc.) (ENIEPSA, 1985; Fray Valentín de la Cruz, 1996).

El yacimiento fue descubierto en 1964 con la perforación del pozo Ayoluengo 1, que encontró petróleo a 1346 m de profundidad (Ríos, 1965). Desde entonces se han perforado un total de 52 pozos (más uno incendiado y abandonado), de los cuales 45 han resultado productivos, 4 con indicios y 3 negativos. De los productivos, 39 han encontrado petróleo, 5 petróleo y gas, y 1 solamente gas (ENIEPSA, 1985). El total de metros perforados en los 52 pozos es de 78.969. En el mapa se ha representado un sólo punto, que corresponde a una ficha resumen de todos estos pozos (indicio 795).

La producción comercial comenzó en 1967, año en que se otorga la Concesión de Explotación Lora a CAMPSA/AMOSPAIN, y que actualmente es propiedad de REPSOL, LOCS y TEREDO Oils Ltd. Hasta finales de 1996, el Campo de Ayoluengo produjo 16.367.000 barriles de petróleo (unas 2.193.200 t), y unos 16.000 millones de pies cúbicos de gas; actualmente hay 38 pozos en producción, que proporcionan 7.500 barriles mensuales de petróleo crudo, y 775.000 m

3 de gas

natural (datos facilitados por REPSOL).

Esta producción es conducida a la Estación Receptora de Petróleo, situada en el mismo campo, donde se separan los distintos fluidos. El petróleo se vende directamente como fuel, para ser quemado en las factorías de la provincia de Burgos. El gas se destina a la producción de energía eléctrica en el propio Campo, y es vendida en su totalidad a Iberdrola (información facilitada por REPSOL).

El petróleo es de tipo parafínico, con una densidad entre 32 y 38º API, bajo contenido en azufre (0,17%), y alto contenido en arsénico (22-23 ppm) y parafina. El ratio gas/petróleo es de 1000 piés

3/barril (Arribas et al., 1982; ENIEPSA, 1985;

Alvarez de Buergo y García, 1996).

Otras áreas Además de los del Campo de Ayoluengo (58), se han perforado 87 sondeos en Castilla y León, que se reparten por las provincias de Burgos (73), Soria (8), Palencia (4) y León (2). La mayoría de estos sondeos, así como los de Ayoluengo, se encuentran catalogados en IGME (1987), donde se acompañan de la columna estratigráfica, fecha de perforación, empresa operadora, etc.

250 Uranio

De los 87 sondeos, 7 han resultado productivos, 27 con indicios y 53 negativos (Ríos, 1960-67; Industria Minera, 1974-90). Los productivos se distribuyen en cinco áreas, todas en el norte de la provincia de Burgos: Tozo, Polientes, Hontomín, Huidobro y Treviño. Las cuatro primeras fueron exploradas por AMOSPAIN, y la de Treviño por CIEPSA (Ríos, op. cit.).

Las áreas de Tozo y Polientes están situadas al suroeste y noreste del Campo de Ayoluengo, respectivamente. En estas áreas se perforaron varios sondeos en los años 1966-68, con el objetivo de conocer las posibilidades de las zonas contiguas a Ayoluengo. De estos sondeos, tres resultaron productivos a pequeña escala: dos en Tozo (indicios 767 y 768), y uno en Polientes (indicio 825). En los tres caso s, la sustancia encontrada fue petróleo (Ríos, 1967).

En Hontomín se perforaron dos sondeos, de los cuales uno (indicio 1071) resultó productivo de petróleo.

En el área de Huidobro se perforaron dos sondeos (indicios 829 y 831), que resultaron productivos de petróleo (Ríos, 1967). Esta exploración fue realizada en 1966 para conocer las posibilidades del Anticlinal de Huidobro.

En el Condado de Treviño las perforaciones comenzaron en 1957. El segundo sondeo (indicio 842) cortó un nivel de gas húmedo en el Cretácico superior, con la serie metano, etano, propano, butano, pentano y hexano. El sondeo se abandonó por dificultades técnicas. La estructura investigada es un anticlinal asociado a un domo salino profundo (Zona Diapírica de Treviño) (Ríos, 1960). Unos kilómetros al norte, ya en la provincia de Alava, se descubrió en 1959 el campo de gas de Castillo, que ha estado en producción desde 1963 hasta 1981 (Ríos, 1960; Fernández Carrasco, 1991).

252 Arcillas Cerámicas Rojas


En el contexto más amplio de ROCAS Y MINERALES INDUSTRIALES que recoge el Mapa 3, están comprendidas todas las sustancias y materiales no metálicos y no energéticos, coincidiendo así con las habituales clasificaciones y agrupaciones de la minería española, en la que todos y cada uno son considerados recurso industrial.

Dado que en este trabajo los materiales explotados para áridos constituyen un RECURSO independiente: ÁRIDOS, así como los que son comercializados como piedra natural noble, bajo la denominación ROCAS ORNAMENTALES, por sustracción queda delimitado el RECURSO que aquí se llama MINERALES INDUSTRIALES.

En él, pues, hay incluidas sustancias que van desde minerales a rocas, que son utilizadas en subsiguientes procesos industriales, entendidos éstos en sentido estricto, alguna de las cuales nunca figura en los tratados y publicaciones de Minerales Industriales, s.s., tal es el caso de: arcillas cerámicas rojas; calizas y dolomías. Así este epígrafe abarca los minerales industriales y algunas rocas industriales.

Como revisiones generales de este sector, a nivel nacional y realizadas en los últimos años, pueden mencionarse: Casas Ruiz (1990), Gonzalo Corral (1991), Griffiths (1991), Regueiro (1995) y Regueiro y Lombardero (1997). Asimismo, en la publicación “La Minería en España” realizada por el Consejo Superior de Colegios de Ingenieros de Minas (1996) se da un estudio por comunidades autónomas, encontrándose singularizada la situación de la minería en Castilla y León, y en ella el sector concreto de Rocas y Minerales Industriales.

Los indicios y explotaciones de este RECURSO se han agrupado en CLASES, numeradas del 13 al 24, correspondiente cada una de ellas a una sustancia o grupo de sustancias afines, siguiendo criterios generalmente utilizados, y procurando no multiplicar excesivamente su número; por ello se ha constituido al final la Clase 25: Otros, en la que se recogen las sustancias con menor presencia cualitativa y cuantitativa.

Las clases establecidas son:

Clase 13: Arcillas cerámicas rojas

Clase 14: Attapulgita - Sepiolita

Clase 15: Barita

Clase 16: Calizas y dolomías

Clase 17: Caolín

Clase 18: Feldespato

Clase 19: Micas

Clase 20: Sílice

Clase 21: Sulfato sódico

Clase 22: Talco

Clase 23: Turba

Arcillas Cerámicas Rojas 253

Clase 24: Yeso

Clase 25: Otros: Alunita, Azufre, Bauxita, Bentonita, Fluorita, Fosfatos, Grafito, Halita, Minerales de Litio, Nitratos, Wollastonita.

En cada una de las sustancias los indicios y explotaciones, reflejados en el Mapa 3, han intentado agruparse en áreas de interés o actividad, siempre que ha sido posible y que resultaba adecuado desde el punto de vista geológico y minero (Fig. 27). Hay un par de áreas en las que se hacinan espacialmente indicios de varias sustancias (las 41 y 42), sin que ello signifique asociación genética.

En el desarrollo de esta memoria se irá abordando cada una de las sustancias, y dentro de ella cada una de sus áreas, lo que ordena la expos ición, facilita mayor y más detallada información, evitando al mismo tiempo la farragosidad.

ARCILLAS CERÁMICAS ROJAS

Se tienen registrados en la Comunidad un total de 377 indicios de arcillas para la fabricación de cerámica roja para la construcción.

Están distribuidos irregularmente por toda ella y corresponden en ocasiones a los tradicionales barreros que han abastecido pequeñas producciones para consumo local. Ese irregular reparto geográfico es muy ostensible, pues cuatro de las nueve provincias (León, Palencia, Valladolid y Zamora) acaparan algo más del 70% de los indicios, sobresaliendo León que representa un 35% de toda la Comunidad. Cada una de las cinco provincias restantes no llega a tener un 10% del total.

En cuanto al tamaño, según los criterios de valoración expuestos en el Mapa 3, los grandes y medianos suman un total de 25, lo que supone algo menos del 7% de los indicios.

Respecto a su estado, sólo 51 de los 377 indicios corresponden a canteras activas, representando el 13,5%, a lo que hay que añadir que de esas 51 explotaciones 11 están en la provincia de León, 10 en la de Salamanca y 10 en la de Segovia, lo que significa que estas dos últimas tienen activo un porcentaje anormalmente elevado (40% y 32% respectivamente) de sus pocos indicios.

Por su tamaño, siguiendo en el ámbito de las activas, sólo una explotación es considerada grande (situada en la provincia de Palencia), siete medianas (2 en León, 1 en Zamora, 2 en Segovia, 1 en Salamanca, 1 en Palencia), y el resto son pequeñas.

Estos datos confirman la tradicional atomización en el sector productor de esta clase de materia prima en la Comunidad.

En cuanto a la pertenencia geológica de los indicios, la necesidad de abastecimiento próximo hace que existan o hayan existido explotaciones en todos los Dominios, desde El Bierzo a La Bureba, desde la fosa de Ciudad Rodrigo a la Cuenca de Almazán, pasando por toda la Cuenca del Duero.

En lo relativo a las formaciones a las que pertenece el total de indicios merece reseñarse que corresponden a 30 de las 62 unidades diferenciadas en la Leyenda del Mapa 1, repartiéndose en la columna cronoestratigráfica del siguiente modo: 3 del Paleozoico, 7 del Mesozoico, 10 del Terciario, 6 del Plioceno-Cuaternario y 4 de Rocas Plutónicas (alteradas).


Tal diversidad litoestratigráfica , junto con la dispersión geográfica y de dominios geológicos, multiplica el trabajo, si se pretende hacer una exposición pormenorizada, y hace difícil la realización de una síntesis que refleje la realidad. En medio de esa diversidad litoestratigráfica, se observa que los indicios de arcillas para cerámica roja ubicados en la facies Tierra de Campos (42) representan el 55% del total, para el conjunto de las nueve provincias. Si se toma como referencia las cuatro dominantes (León, Palencia, Valladolid y Zamora) el porcentaje de indicios en Tierra de Campos es del 70%. Así pues, cuantitativamente es la unidad geológica dominante como proveedora de arcillas cerámicas rojas.

Refiriéndose sólo a las canteras activas, 20 de ellas corresponden a esta facies, lo que representa cerca del 40% de las explotaciones vivas; en cuanto al tamaño, la única considerada como grande y la mitad de las medianas así como casi la m itad de las pequeñas, extraen arcillas de Tierra de Campos.

En resumen, es la unidad a la que pertenecen la mayoría de los indicios y explotaciones activas en las provincias más ricas en arcilleras: León, Palencia, Zamora y Valladolid.

Cuenca del Duero (1) Considerada en sentido estricto, sin incluir en ella las cuencas marginales en las que ciertamente se prolonga, cual Almazán, La Bureba, etc., ocupa toda la parte central de la Comunidad, con una enorme extensión.

Rellena por sedimentos terciarios y enmarcada por cordilleras o macizos más antiguos, presenta un elevado número de indicios y explotaciones de arcillas para cerámica roja, correspondiente la inmensa mayoría a materiales de la facies Tierra de Campos (42).

Esta facies aflora de forma extensa, generalmente en las zonas llanas, constituyendo la base de las cuestas. Es una unidad siliciclástica, con predominio de colores ocres y rojizos, constituida por arcillas y limos más o menos carbonatados, con intercalaciones arenosas. Tanto su potencia como su composición detallada varían de unas zonas a otras, permaneciendo siempre la constante de ser los niveles arcillosos más puros los más apreciados e idóneos para su uso cerámico. Así, las zonas de máxima densidad de explotaciones: León -Villamañán-Benavente (v.gr. indicios 3101, 3326, 3499, 3630, 3631, 3635), Palencia (v.gr. indicios 3510, 3665, 3668, 3669, 3789) y Valladolid (v.gr. indicios 4133, 4141) benefician fundamentalmente los niveles de fangolitas, argilitas o limolitas arenosas.

Estas facies de lutitas se presentan en cuerpos de geometría aparentemente tabular, con colores variables: rojos, violetas, blancos, rosados, naranjas o grisáceos; pueden ser bastante arenosas y tener un enriquecimiento variable en carbonato secundario. También son frecuentes los rasgos de bioturbación e hidromorfismo.

Su fracción arcillosa está formada por minerales heredados fundamentalmente: illita, algo de caolinita e interestratificados irregulares de hojas de 10 y 14 Å. A veces se detectan vermiculita y clorita degradada.

Esta facies de Tierra de Campos aparece también al sur del río Duero, con numerosos indicios de arcillas cerámicas, habiéndose extendido por la Depresión


de Alba, la Cuenca de Almazán y el Sinclinal de Villarcayo, por correlación con otras unidades locales. Hacia los bordes pasa de forma gradual a las facies marginales ocres agrupadas en la unidad 41: Serie conglomerática poligénica miocena. En ella se localizan entonces los indicios de arcillas rojas, como sucede en la zona de La Bañeza, al suroeste de León, donde la unidad se apoya en el Macizo Hespérico.

Las explotaciones de los alrededores de La Bañeza (v.gr.. indicios 3458, 3464, 3468) benefician materiales pertenecientes en concreto al Sistema de Carrizo -Benavides, constituido por fangos, arenas y concreciones carbonatadas. En la zona de las canteras activas está formado por seis a siete metros de facies arenosas, canalizadas, pertenecientes a un sistema fluvial altamente sinuoso y facies fangosas de llanura de inundación. Los fangos son amarillentos y presentan estructuras de escape, grietas de desecación y bioturbación (Vargas et al., 1984).

En esta zona occidental, pero más hacia el sur, los indicios y explotaciones del entorno de Zamora corresponden a materiales integrados en la Serie carbonatada eo-oligocena (37). Esta unidad tiene aquí unos 100 m de espesor y una gran complejidad litológica. Corrochano (1980) describe cuatro conjuntos de facies en ella. La gran mayoría de los indicios, así como las dos explotaciones activas (indicios 4255 y 4262) benefician niveles pertenecientes en concreto a la facies de Entrala, constituida por limolitas con cuerpos arenosos intercalados, enmarcada en la zona distal de un abanico procedente del SO. En esta facies, y en el yacimiento correspondiente al indicio 4255, Corrochano, (op. cit.), describe 5 subfacies en el frente de cantera visible entonces. La composición mineralógica detallada de esta formación ha sido estudiada en la zona por González (1994) en los cuatro grupos litológicos que en ella diferencia.

Más al sur, siguiendo el margen oeste de la Cuenca, y en los alrededores de la ciudad de Salamanca, hay explotaciones activas en materiales correspondientes a: la Serie Siderolítica (34), (indicio 4631); la Serie detrítica eo-oligocena (36) (indicios 4500 y 4646); las Series Rojas (39) (indicio 4614), alteraciones en la Fm. Aldeatejada (3) (indicio 4622); la Serie conglomerática poligénica miocena (41) (indicio 4491); Coluviones (48) (indicios 4492), etc. Es evidente que se explotan todo tipo de formaciones que permiten la elaboración, a precio competitivo y a nivel local, de productos cerámicos estructurales.

Ante esta diversidad, decir de forma sucinta que los niveles beneficiados de la Serie Siderolítica (34) corresponden en concreto a la Fm. Detrítica de Salamanca, constituida por 50-80 m de conglomerados, areniscas y fangos, fuertemente cementada por hierro en la base, y silicif icada a techo. Los indicios en la Serie detrítica eo-oligocena (36) pertenecen a las limolitas y arc illas pardo-amarillentas de la Fm. Areniscas de Villamayor. Las explotaciones en las Series Rojas (39) corresponden en concreto a los niveles de arcillas de intenso color rojo que, junto a conglomerados, forman la serie roja de El Cubito (Corrochano y Carballeira , 1983a).

Hacia el este de la Cuenca del Duero, algunos indicios corresponden a la Serie conglomerática poligénica miocena (41), a los niveles arcillosos presentes entre los conglomerados y arenas de los abanicos aluviales, no existiendo por el momento ninguna cantera en producción.

En la parte sur de la Cuenca, en la provincia de Segovia, hay algunas explotaciones activas que benefician materiales cuaternarios (indicios 4508 y 4532).


Hacia el borde sureste, donde afloran materiales mesozoicos (zona de Santa Mª la Real de Nieva y Borde norte de Guadarrama), abundan los indicios de arcillas cerámicas, algunos activos (indicios 4525, 4541 y 4543), en niveles pertenecientes a la Fm. Arenas de Segovia (31). Esta unidad está formada por arenas, predominantemente blancas, limos y arcillas rojas y verdes, y algunos niveles de conglomerados. Aunque las arenas constituyen la litología más importante, los limos y arcillas pueden llegar a adquirir, en algunos puntos, potencias bastante grandes (Alonso, 1980). Estos niveles, o los lentejones de arcillas intercalados en las arenas, se benefician para la fabricación de ladrillos, bovedillas y otros materiales cerámicos en Santa Mª la Real de Nieva y Carbonero el Mayor (Segovia).

Cuenca de El Bierzo (2) Está situada en el extremo noroccidental de la Comunidad. Constituye una depresión amplia y plana, rodeada por cadenas montañosas. Geológicamente es, a partir del Mioceno medio, una cuenca intramontañosa, alimentada desde sus bordes norte y sur por varios sistemas aluviales.

Los indicios y explotaciones de arcillas rojas corresponden aquí a los sedimentos miocenos marginales integrados en la unidad 41, que en la Cuenca de El Bierzo se conocen como Fm. Santalla. En resumen se trata de una organización de abanicos aluviales que distalmente pasan a sistemas fluviales recorriendo una gran llanura de inundación (Suárez et al., 1994).

Los niveles beneficiados para cerámica roja se localizan en las lutitas que alternan con areniscas hacia el centro de la cuenca. Las lutitas presentan a menudo una ligera rubefacción y más raramente contienen concreciones carbonatadas. En las zonas más distales las lutitas de la llanura de inundación tienen frecuentes señales de pedogénesis: enrojecimientos y concreciones calcáreas.

En las explotaciones activas (v.gr. indicio 3009) estas lutitas son siempre las beneficiadas para la fabricación de cerámicas rojas, sobre todo ladr illos.

Corredor de La Bureba (3) Situado al NE de la Comunidad, en la provincia de Burgos, recibe su nombre de la comarca natural.

Geológicamente, es una depresión muy subsidente durante el Oligoceno y Mioceno, limitada por dos frentes de cabalgamiento: en el norte el de los Montes Oberenes-Sierra de Cantabria (RVC) y en el Sur el de las Sierras de La Demanda y Cameros.

Constituye un corredor que comunica la Cuenca del Duero con la del Ebro, en el que los espesores de terciario continental alcanzan los 4.000 m.

Los indicios y explotaciones de arcillas para cerámica estructural corresponden a formaciones integradas en la unidad 40 del Mapa 1 (Facies Dueñas). En concreto, las canteras activas y otras abandonadas benefician niveles arcillosos de la f acies Pancorbo fundamentalmente (indicios 3198 y 3200). En esta zona y en esta formación, sobre unos 50 m de calizas y margas en la base, hay hasta 2.000 m de arcillas margosas, rojas la mayoría, algunas versicolores, con niveles intercalados


de limos y arenas; muy raramente algún nivelillo calizo, (Portero García et al., 1978).

También hubo alguna explotación en la facies Altable (indicio 3193), integrada en la unidad 40 del Mapa 1, y que es un cambio lateral de la facies Pancorbo. Constituida por margas y arcilla margosas grises y verdes, de forma dominante, bancos de arenas poco cementadas y limos calcáreos, sus niveles más arcillosos eran explotados en los años 70 para la fabricación de refractarios (Portero García et al., 1979).

Cuenca de Almazán (4) Se sitúa al este de la Comunidad, dentro de la provincia de Soria.

Con un trazado NO-SE, está limitada al norte por los relieves mesozoicos que se extienden desde Picos de Urbión hasta la Sierra del Moncayo (SCS), y en el sur por el extremo septentrional de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica. Constituye una unión entre la Cuenca del Duero y la del Ebro, rellena por depósitos terciarios y cuaternarios.

Los indicios y explotaciones de arcillas rojas se ubican, en su mayoría, en las proximidades de la localidad de Quintana Redonda, y en la unidad 36 del Mapa 1: Serie detrítica eo-oligocena.

Litológicamente está constituida por conglomerados, areniscas, arenas y arcillas, organizados en secuencias granodecrecientes. Las arcillas aparecen culminando estas secuencias, en tramos de 0,5 a 1 m. Son arenosas, de color pardo rojizo, con frecuentes nódulos y bioturbación intensa. Valverde Hernández (1991) proporciona la composición de una muestra tomada en las proximidades de Quintana Redonda, zona en la que están ubicados los indicios 4220, 4224 y 4230. Estudiada mediante difracción de R-X da la siguiente composición: 15% de cuarzo, 10% de calcita, menos de un 5% de feldespato potásico, 70% de filosilicatos y menos de un 5% de hematites. Para la fracción arcilla da un 75% de mica arcillosa (sobreentendiéndose illita) y un 25% de caolinita.

La única explotación activa de la zona (indicio 4220), a la que puede hacerse extensiva esta composición para las arcillas que beneficia, fabrica fundamentalmente tejas y ladrillos.

Cuenca de Ayllón (5) Está situada en el sureste de la Cuenca del Duero y casi aislada de ella por los relieves de la Sierra de Pradales; por el sur su límite son las estribaciones de Somosierra del Sistema Central. Ocupa el ángulo oriental de la provincia de Segovia.

Desde su formación, en los comienzos del Mioceno medio, se ha ido rellenando con sedimentos neógenos cuya potencia en algunos puntos llega a sobrepasar los 500 m (Armenteros et al., 1995). Se trata de abanicos aluviales procedentes de ambos márgenes, con algunos depósitos lacustres en el centro.

Los indicios y yacimientos de arcillas rojas corresponden a lutitas de las facies distales, tanto de los abanicos del norte procedentes de la Sierra de Honrubia,


como de los del sur procedentes de Somosierra. Son depósitos masivos de fangos rojizos, en los que se intercalan niveles centimétricos o decimétricos arenosos, y algunas concreciones calcáreas. Su fracción arcillosa está integrada por illita mayoritaria y caolinita, en menor proporción clorita y cantidades muy variables de esmectita (Armenteros et al., 1995).

En la actualidad no hay ninguna explotación activa en esta zona.

Cuenca de Ciudad Rodrigo (6) Está situada en el extremo suroeste de la Cuenca del Duero y comunicada con ella, dentro de la provincia de Salamanca.

Es una depresión creada entre un margen tectónicamente activo, el meridional, y otro pasivo, el septentrional. Es, pues, un medio graben, de dirección SO-NE, relleno por sedimentos terciarios continentales, dándose los mayores espesores junto al borde sur donde pueden alcanzar los 300 m.

Los indicios y yacimientos de arcillas rojas corresponden, en su mayoría, a formaciones integradas en la unidad 36 del Mapa 1: Serie detrítica eo-oligocena, y en concreto a la Fm. Arensicas de Ciudad Rodrigo. Considerada globalmente de carácter arcósico, está constituida por areniscas, limolitas y arcillas de colores variados, ordenadas en secuencias granodecrecientes. Los indicios de arcillas de los alrededores de Ciudad Rodrigo, La Fuente de San Esteban o las explotaciones abandonadas de Matilla de Los Caños del Río (indicio 4727) corresponden a lentejones de materiales arcillosos de esta formación.

También existen otros indicios y alguna explotación parada (indicio 4725 en Sepulcro Hilario) que corresponden a materiales de la Serie Roja de El Cubito, integrados en la unidad 39 del Mapa 1. Se beneficiaban los niveles de arcillas de intenso color rojo para la fabricación de tejas y ladrillos.

Cuenca de Amblés (7) Situada dentro de la provincia de Ávila, es una cuenca intramontana dentro de la parte norte del Sistema Central. Es, a grandes rasgos, un graben rodeado de dos horsts: el de Ávila al norte y el de La Paramera al sur, subdivididos a su vez en unidades menores. Constituye una depresión rellena por sedimentos terciarios y aluviales cuaternarios.

La mayoría de los indicios corresponden a materiales de las facies arcósicas, dominantes en el valle de Amblés, y caracterizadas por potentes y monótonas series formadas por coladas de derrubios y de lodo, en un modelo general de sedimentación de tipo abanico aluvial (Garzón et al., 1981). En el techo del conjunto arcósico aumentan las intercalaciones limoarcillosas, que pasan a constituir extensos niveles, y representan los materiales potencialmente explotables para arcillas estructurales. Los autores citados dan, como minerales de la arcilla de estos limos, montmorillonita, illita y caolinita.

No obstante, la única explotación activa en estos momentos (indicio 4855), con varias canteras de dimensiones notables, beneficia un depósito aluvial unos kilómetros al sur de la ciudad de Ávila. Las arcillas son utilizadas en fábricas cercanas en la elaboración de tejas y ladrillos para consumo local.


ATTAPULGITA-SEPIOLITA

La attapulgita -conocida mineralógicamente también como paligorskita- y la sepiolita, son dos minerales arcillosos de estructura, propiedades y aplicaciones similares que, además, algunas veces se presentan juntos.

Dadas sus características y génesis se encuentran casi siempre en depósitos terciarios, en medios geoquímicamente confinados y agradantes, ricos en sílice y magnesio. Por ello, su presencia es frecuente en sedimentos lacustres o fluviales distales del Mioceno de cuencas continentales como la del Duero, Almazán, La Bureba, etc. Sin embargo, a pesar de ser citados a menudo como componente de la fracción arcillosa en muchos sedimentos terciarios, los depósitos de estos minerales susceptibles de ser explotados comercialmente son escasos.

Los materiales del Mioceno medio y superior de la Cuenca del Duero, entendida ésta en sentido amplio, han sido tradicionalmente subdivididos, de muro a techo, en Tierra de Campos, Facies de las Cuestas y Páramo. La mayor parte de las citas de attapulgita y/o sepiolita en sedimentos neógenos corresponden a materiales incluidos en la Facies de las Cuestas. No obstante, el único yacimiento explotado hoy día no está en esta facies, y se ubica en una zona muy marginal de la Cuenca del Duero (s.l.): la Cuenca de Ayllón.

El interés en estos minerales es muy grande y, como acaba de decirse, la formación geológica más favorable a la presencia de attapulgita y/o sepiolita es la Facies de las Cuestas (41), unidad miocena integrada por margas, calizas, dolomías y yesos principalmente. Hacia las zonas marginales hay un incremento en el contenido de siliciclásticos, produciéndose cambios laterales a facies terrígenas. En su parte superior se observa alternancia de margas y calizas, representando la transición a las Calizas inferiores del Páramo.

En sentido amplio es el resultado de sedimentación en lagos someros, habiéndose identificado diversos ciclos de expansión-retracción que manifiestan condiciones climáticas con etapas contrastadas. En las épocas más áridas se produjo la precipitación de yesos en los lagos residuales y en las extensas llanuras lutíticas que los bordeaban, mientras que en las etapas de mayor abundancia hídrica se producía la sedimentación de margas y carbonatos en áreas lacustres centrales y marginales de transición a los sistemas aluviales circundantes. Corrochano et al. (1991) así las describen al estudiar la distribución en ellas de los minerales de la arcilla en buena parte de la Cuenca del Duero. El interés por la attapulgita -sepiolita en la Facies Cuestas se manifiesta también en numerosas investigaciones: RENASA (1989); Suárez et al. (1991), entre otras.

Todas ellas aportan una valiosa información que ha permitido delimitar zonas o afloramientos con niveles de mayor riqueza en estos minerales. Sin embargo, indicios que hayan sido objeto de algún tipo de labor minera son muy escasos: merecen citarse los de Sacramenia y Arcos de Jalón.

En la zona de Sacramenia, Segovia, en las proximidades del pueblo de Pecharromán, en la parte alta de la facies de las Cuestas, y en los niveles de tránsito a la caliza del Páramo, aparecen 3 niveles de alrededor de 1,5 m cada uno, enriquecidos en paligorskita y sepiolita, en un tramo de unos 11 m de potencia, que ha sido objeto de estudios específicos (Martín Pozas et al., 1983 y González et

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al.,1989). Al este de Pecharromán, a poca distancia del pueblo, se pueden observar las labores realizadas en su día: 8 trincheras de 20 a 30 m de longitud (indicio 4333). En esta misma zona la empresa TOLSA realizó sondeos de investigación a mediados de los años ochenta.

Otros indicios de arcillas fibrosas en facies de las Cuestas se localizan en la Cuenca de Almazán, cerca del pueblo de Arcos de Jalón. Desde esta localidad, en dirección a Almulaez, a unos 3,5 km, se han abierto dos canteras de investigación (indicios 4464 y 4465), en las que se corta un nivel rico en arcillas fibrosas, al parecer sepiolita, de unos 2 m de potencia. La empresa Hnos. García Argüeso, titular del dominio minero, tiene prevista su puesta en explotación.

Cuenca de Ayllón (8) Es una pequeña depresión, al SE de la provincia de Segovia, de orientación NE-SO, delimitada por la Sierra de Honrubia-Pradales por el NO y por Somosierra al SE. Tiene su origen en la tectónica de bloques del Sistema Central, siendo las sierras que la flanquean bloques elevados, cuyo desmantelamiento ha producido su relleno, durante el Neógeno, por dos sistemas de abanicos aluviales (Armenteros, 1986), procedentes de uno y otro lado.

Los indicios y yacimientos de attapulgita corresponden a materiales miocenos pertenecientes a la Serie conglomerática poligénica (unidad 41). En ella quedan comprendidos los sistemas de abanicos aluviales provenientes de la Sierra de Honrubia-Pradales, en los que aparece el yacimiento de attapulgita.

Conocido con el nombre de yacimiento de Bercimuel, está contenido en las facies más distales de los abanicos procedentes de Honrubia, constituidas por limos rojos sobre los que se desarrollan frecuentemente encostramientos carbonatados. Este yacimiento, así como la zona aledaña de Pajareros-Matavacas, ha sido objeto de varios estudios específicos: Suárez et al. (1989); Suárez (1992); Suárez et al. (1993).

El yacimiento globalmente considerado, que se extiende desde el Cerro de la Perdiguera hasta la zona de El Tizón, presenta la attapulgita asociada a cuarzo e illita fundamentalmente, y en menor proporción a feldespatos, esmectitas, caolinitas y un interestratificado irregular illita-esmectita. El contenido medio de paligorskita es del 60-70%, descendiendo generalmente de muro a techo y siendo menor en la zona de El Tizón que en La Perdiguera.

Su génesis debe estar ligada a procesos postsedimentarios que transforman el sedimento inicial de limos arcillosos de los abanicos aluvia les. El origen de la paligorskita (transformación-neoformación) ha sido objeto de controversia allí donde aparece y motivo de numerosas publicaciones específ icas.

Dentro de este yacimiento, la empresa S. A. de Minería y Tecnología de Arcillas (MYTA) tiene en explotación una cantera, correspondiente al indicio 4361. Es una corta de unos 200 x 50 m en la que se explota un nivel arcilloso, con un contenido medio en paligorskita del 60%, y con unos 3 m de potencia, en el que se individualizan 2 capas de 1,5 m cada una: la inferior blanca, y la superior rojiza debido a la mayor presencia de hierro. Las dos capas se explotan conjuntamente, obteniéndose un único producto. El muro del yacimiento lo constituye una costra calcárea blanca y dura. El yacimiento tiene una longitud de más de 1,5 km y una anchura de unos 500 m, pero el nivel de paligorskita se prolonga hacia el N en los

Attapulgita-Sepiolita 261

relieves cercanos, aunque disminuyendo su potencia y aumentando el contenido en carbonatos (Crespo et al., 1991).

En torno a la Sierra de Honrubia-Pradales hay otros indicios de estos minerales arcillosos.

En Cedillo de la Torre, en las facies mediodistales de los abanicos de Honrubia, en las lutitas arenosas con caliches dispersos, Suárez et al. (1989) estudian unos afloramientos con paligorskita minoritaria, en la misma zona en que fue realizado un sondeo de investigación en 1984 (indicio 4359).

En el término de Maderuelo, en el extremo oriental de la Sierra de Honrubia, se presenta la paligorskita en niveles margosos, en los que MYTA tiene abierta una cantera actualmente inactiva (indicio 4362).

BARITA

Se encuentra, casi exclusivamente, en el norte de la provincia de León, en la vertiente sur de la Cordillera Cantábrica, y en el noroeste de la provincia de Zamora, en el entorno geológico del Sinclinal de Alcañices.

Zona Cantábrica (9) En este entorno, en la vertiente meridional de la Cordillera Cantábrica, los yacimientos e indicios de barita se localizan, en su inmensa mayoría, en las hojas nº 102 (Los Barrios de Luna) y 103 (La Pola de Gordón) del MTN E. 1:50.000. Forman una especie de serpiente, debido a su emplazamiento geológico en la Fm. Láncara (6), en su contacto cabalgante, en la Región de Pliegues y Mantos.

Las mineralizaciones asociadas a fracturas tardihercínicas, entre ellas las de bario, en la Rama Sur de la Zona Cantábrica, son el objeto de un amplio estudio realizado por Paniagua (1993).

La Fm. Láncara (6), del Cámbrico inferior-Cámbrico medio, se dispone concordante sobre la Fm. Herrerías cuando mantiene su posición estratigráfica original, pero más a menudo constituye la base de despegue de los mantos de cabalgamiento cantábricos. Se reconocen dos miembros dentro de esta formación. Miembro inferior, formado por dolomías a las que en algunas localidades se superponen calizas grises con birdseyes. Miembro superior, en general de biomicritas, grises en la base, que se tornan rojas y nodulosas hacia el techo. Entre los miembros inferior y superior se encuentra la mayoría de las mineralizaciones.

Los indicios más occidentales se sitúan en la comarca de la Babia, en concreto al sur del pueblo de Rabanal (indicios 2573 y 2574), al suroeste de Villasecino (indicios 2570 y 2571), al este de Riolago (indicios 2567 y 2568) y en las proximidades de Torre de Babia (indicios 2563 y 2565).

Estos indicios se localizan en el frente de la Unidad de Somiedo-Correcillas, dentro de la escama de Aralla-Rozo del Manto de Correcillas y en las dos escamas del Manto de Somiedo.

Según Fernández y Solans (1975) la mineralización al sur de Rabanal se emplaza en la dolomía basal del miembro inferior de Láncara, el nivel de caliza rosada del

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miembro superior es la roca encajante de la mineralización de Torre de Babia, y las calizas grises de la parte alta del miembro inferior a baja del superior constituyen la roca encajante de las mineralizaciones restantes.

La barita aparece a lo largo de estos contactos, pero con carácter discontinuo, en cuerpos tabulares de potencia entre pocos centímetros y dos metros, con corridas que pueden alcanzar los 200 m. Generalmente estas lentes de barita presentan diseminaciones de sulfuros, esfalerita y galena sobre todo, y en menor medida calcopirita.

La barita se presenta en cristales subidiomorfos-alotriomorfos, de grano grueso, con tamaños milimétricos a centimétricos.

Cuervo et al. (1995) consideran que los elementos mineralizadores han sido removilizados y puestos en circulación por fluidos hidrotermales, concluyendo que las mineralizaciones son de origen diagenético tardío, posiblemente ligadas a los procesos extensionales que tuvieron lugar durante el Paleozoico inferior, y aparecen, por tanto, deformadas por la Orogenia Varisca.

Estas mineralizaciones han sido explotadas parcialmente, como lo demuestra la presencia de galerías, calicatas, escombreras y restos de pequeñas labores mineras. En este momento no hay ninguna en explotación.

Otro grupo de indicios más orientales se sitúa en la zona de Villamanín (2586, 2588, 2589, 2590, 2592 y 2604). Como en casos anteriores aparecen en las calizas, a veces nodulosas y rojas, y las dolomías de la Fm. Láncara (6), en su contacto cabalgante. Lo hacen en filones y pequeñas bolsas, resultado de concentraciones y exudaciones ligadas al cabalgamiento y a pequeñas fracturas transversales. Es frecuente la presencia junto a la barita de Pb, Cu y Zn.

Por toda la zona hay restos de labores extractivas de barita, en pequeñas cantidades, y abandonadas hace muchos años.

Más hacia el este, en el municipio de La Pola de Gordón, en el paraje denominado Alto del Bregón (indicios 2608 y 2614) la barita aparece en la caliza gris, dolomitizada, de la Fm. Santa Lucía (12). Se localiza en las zonas de contacto mecánico con las cuarcitas ordovícicas y en fracturas transversales. Se trata de filones y bolsadas de espesores decimétricos y corridas de 20 a 30 m. Han sido objeto de pequeñas labores muy superficiales.

Finalmente, en el extremo más oriental de la serpiente de indicios de barita cantábrica se encuentran los de la zona de Vegacervera (2623 y 2625). Vuelven a asociarse a la caliza de Láncara (6), a los contactos cabalgantes, con las características expuestos anteriormente. Son mineralizaciones de potencia inferior al metro y desarrollo longitudinal de 20-30 m. Hubo explotaciones en los años 30-40, y proyectos de retomar la actividad en los 80, sin que hayan prosperado.

Sinclinal de Alcañices (10) La región NO de Zamora, geológicamente denominada sinforme de Alcañices, se caracteriza por la presencia de un zócalo gneísico, probablemente de edad Precámbrico-Cámbrico, sobre el que se depositó el Ordovícico, en general muy bien desarrollado, aunque le faltan a veces los términos superiores.

Calizas y Dolomías 263

El Silúrico y el Devónico inferior, en los que están encajadas las mineralizaciones de barita, son de naturaleza volcano-sedimentaria, con litologías muy variadas: pizarras silíceas, liditas, cherts, calizas, metavolcanitas, ampelitas, grauvacas y cuarcitas feldespáticas.

Los materiales del Devónico superior y Carbonífero inferior, con carácter flyschoide, constituyen la denominada Fm. San Vitero.

Todo el conjunto descrito ha sufrido cuatro fases hercínicas de deformación y un proceso de metamorfismo de grado bajo.

Los yacimientos de barita de esta zona han sido profusamente estudiados por Moro y Arribas (1980 y 1981) y Moro (1992) en base a los cuales se ha realizado esta síntesis.

Las mineralizaciones de este entorno presentan características metalogenéticas comunes, siendo los yacimientos más representativos los de Vide de Alba (en el entorno SE del esquema del Mapa 3) y el de San Blas (en el entorno NO del esquema del Mapa 3).

El yacimiento de Vide de Alba, conocido por el nombre de Mina Ambiciosa (indicio 3904), se encuentra situado a unos 2 km de dicha localidad, en el borde suroccidental de la hoja nº 339 del MTN E. 1:50.000.

Las rocas encajantes de este yacimiento son silúricas, pertenecientes a la Fm. Alba descrita por Quiroga (1981) o a la Fm. Manzanal del Barco, según Vacas y Martínez Catalán (1987). A muro del nivel mineralizado se encuentra una alternancia de chert y cineritas volcánicas y a techo del mismo tobas piroclásticas ácidas, pizarras ampelíticas, liditas, brechas cuarcíticas y cuarcitas feldespáticas.

El cuerpo mineralizado tiene una morfología lentejonar, con dirección NO-SE y disposición subvertical. Se encuentra a unos 50 m de profundidad, con una potencia de 10 a 15 m y un recorrido en torno a 150 m.

Se trata de un tramo de barita masiva de color gris oscuro, compacta, grano fino y aspecto sacaroideo, y es fétida. Fue explotado en el pasado a cielo abierto y en subterráneo.

A techo y muro de la barita masiva se encuentran otros tramos de menor potencia de barita nodular y lenticular, interestratificados con lechos de sulfuros masivos.

Las lentículas de barita tienen tamaños muy variables y se interpretan como niveles de barita masiva boudinados, conservando su misma textura equigranular y granoblástica.

Los nódulos de barita tienen un tamaño medio de 2 cm, y están asociados frecuentemente con otros de carbonato y de pirita.

El yacimiento de San Blas está situado a 1 km al oeste de la localidad de San Blas (indicio 3884), en el cuadrante noroeste de la hoja nº 337-338 del MTN E. 1:50.000.

Este yacimiento fue explotado desde dos puntos, alineados E-O y separados entre sí alrededor de 1,5 km: el más oriental es la denominada Mina Mari Carmen, y el occidental se llama Mina Astur. En ambas las labores fueron tanto a cielo abierto como en galería y, a juzgar por su proximidad, explotaron el mismo nivel mineralizado o lentejones diferentes pero correlacionables.

La naturaleza de la roca encajante es muy variada, con litologías diversas como pizarras silíceas, calizas y dolomías, cuarcitas, cineritas y liditas, todas ellas con

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más o menos barita, integrantes de un tramo mineralizado que no sobrepasa los 25 m de potencia. Los niveles de barita masiva, más o menos continuos, tienen potencias comprendidas entre los 10 y los 60 cm.

Al igual que en el yacimiento de Vide de Alba se encuentra barita masiva, lenticular, nodular, etc.

En Mina Astur, a 2 km de Nuñez de Aliste, se presenta la barita masiva en una capa subvertical, de 1,5 m de potencia y alrededor de 100 m de longitud. A techo y muro de esta capa se diferencian dos niveles, de menor potencia, de barita lenticular con abundantes sulfuros diseminados. El tramo mineralizado se encuentra intercalado en una serie con alternancia de liditas, ampelitas, esquistos sericíticos y materiales volcano-sedimentarios.

En Gallegos del Río (indicio 3900) se han realizado pequeñas labores mineras, que han puesto de manifiesto la existencia de niveles de barita masiva y nodular, interestratificados con esquistos sericíticos, con mayor o menor cantidad de barita. La serie estratigráfica donde se encuentra la mineralización es análoga a la de Vide de Alba.

Todos los yacimientos e indicios de barita de este entorno del Sinclinal de Alcañices tienen, según Moro (op. cit), unas características metalogénicas comunes: están asociados a los mismos tipos de rocas; presentan morfología lenticular; la barita es fétida, y suelen encontrarse en las proximidades de grandes fallas inversas.

El medio geotectónico de la formación de estas mineralizaciones ha sido estudiado por Moro et al. (1992), y las condiciones de su génesis y evolución ampliamente expuestas por Moro et al. (1991), concluyendo que se trata de típicos yacimientos singenético-diagenéticos de bario. Se sugiere que el bario fue aportado a la cuenca en forma de complejos clorurados, transportado por fluidos exhalativos hidrotermales, relacionados con focos magmáticos más profundos, que llegaron a la cuenca a través de fracturas. Los estudios más recientes de isótopos e inclusiones fluidas realizados por Moro et al. (1994) lo confirman y llevan a los autores a clasificar estos yacimientos como de tipo SEDEX (exhalativos -sedimentarios), modificados posteriormente por procesos de diagénesis y metamorfismo regional.

CALIZAS Y DOLOMÍAS

Los afloramientos de estas litologías son innumerables en la Comunidad y pertenecientes a casi todos los sistemas cronoestratigráficos. Sus posibilidades de utilización son numerosas y muy diversas, en función de las exigencias del fin último a que vayan destinadas, de las características físicas y químicas del yacimiento, de la drástica asignación que hace el desarrollo industrial y el mercado a nivel regional.

Así pues, desde su uso en la elaboración de productos de considerable valor añadido, hasta el aprovechamiento en bruto para áridos, pasando por la aplicación importante que tienen en sillería y como rocas ornamentales en el ámbito de la construcción, el abanico de sus potenciales aplicaciones es muy grande.


En 1990, 1991 y 1992 SIEMCALSA realizó un voluminoso trabajo sobre el potencial de rocas carbonatadas en la Comunidad, en el que puede encontrarse una amplia y detallada información sobre estos recursos.

Dado que áridos y rocas ornamentales constituyen sendas categorías con ent idad propia, aquí se abordarán los indicios y yacimientos de rocas carbonatadas susceptibles de usos en procesos industriales en sentido más estricto (cementos, pinturas, químicas, alimentación, etc.).

Área de la Robla (11) Abarca los indicios de calizas situados en el norte de la provincia de León, en el límite sur de la Cantábrica, formando una banda alargada en dirección este-oeste.

Geológicamente corresponde al flanco sur del sinclinal de Alba, dentro de la Unidad de Correcillas, en la Región de Pliegues y Mantos.

Los indicios y explotaciones pertenecen a calizas de la Fm. Santa Lucia (12) y de la Fm. Cuevas (13).

La Fm. Santa Lucia, del Devónico inferior-medio, está constituida por calizas blancas o grises, bastante masivas, de medio marino somero, y con intercalaciones de carácter típicamente arrecifal. El conjunto llega a alcanzar los 250 m.

En esta formación la única cantera activa se encuentra en las proximidades de La Carrocera (indicio 2812), al oeste de La Robla. Explota una banda carbonatada de dirección NO-SE, que se extiende entre Portilla de Luna y Santiago de las Villas. Se trata de calizas grises, muy fosilíferas, de grano fino y medio, de aspecto homogéneo, en gruesos bancos de orden métrico. Su posición en general es monoclinal, aunque a veces aflora en complicadas estructuras. El rumbo de las capas y su buzamiento son bastante constantes, N127ºE/65ºNE, y con varias direcciones de fracturación. En esta zona la potencia de Santa Lucia es variable (50-120 m), está fallada, y pierde continuidad lateral.

La explotación citada de La Carrocera se realiza a cielo abierto, en una cantera de 100 x 90 x 80 m, produciendo caliza para azucareras y cementeras, y carbonato cálcico para las industrias de alimentación animal.

Otros indicios y explotaciones del área se encuentran en la Fm. Cuevas, entendiendo por tal todos los materiales detríticos con intercalaciones calcáreas que afloran en el sinclinal de Alba. Esta formación consta de dos miembros, uno detrítico con características turbidíticas, y otro de calizas alodápicas. En este último, en las proximidades de La Robla, se localizan varias canteras de grandes dimensiones, activas en muchos casos, que han abastecido o abastecen a la cementera de La Robla; asimismo algunas más distantes, hoy inactivas, que explotaron equivalentes lentejones calcáreos de la Fm. Cuevas en el sinclinal de Peña del Asno (indicios 2839 y 2842). En la actualidad están activos los indicios 2815 y 2819, en el término municipal de la Robla. Son explotaciones a cielo abierto, la segunda de ellas en una cantera de considerables dimensiones (El Calero), que por voladura en bancos extrae la caliza de Cuevas, destinada mayoritariamente a la elaboración de cemento.


Área de Velilla (12) Este entorno también se sitúa en el borde sur de la Cantábrica, en la parte norte de la provincia de Palencia. Toma forma de uve (Velilla-Guardo-Santibáñez de la Peña), desde el punto de vista geológico, es el entorno sur del Domo de Valsurvio.

Los indicios y explotaciones más septentrionales corresponden a materiales carbonatados de la Caliza de Montaña (13), y los más meridionales a la Fm. Boñar (32). Cartográficamente ambas formaciones convergen por el este, mientras se distancian por el oeste separadas por la prolongación oriental de la Cuenca de Guardo-Valderrueda.

La Caliza de Montaña es una potente serie carbonatada que se superpone a las calizas rojas nodulosas (caliza griotte) de la Fm. Alba. Aunque en Montaña se suele diferenciar un tramo inferior, de micritas tableadas con laminación interna, oscuras y fétidas, y otro superior, biosparítico, de calizas claras y masivas, en el área que nos ocupa la secuencia calcárea en monótona, sin variaciones litológicas que permitan diferenciación alguna. Son biomicritas recristalizadas, a lgo silicificadas, con laminaciones y microrriples. Corresponden a un medio sedimentario marino restringido de baja energía, tipo barras de lagoon, con intercalaciones de caliza biostrómica. Se presenta con un fuerte plegamiento isoclinal, y está considera en esta zona como Namuriense-Wesfaliense A.

En este borde sur del Domo de Valsurvio se identifica en la Caliza de Montaña una banda “alterada”, muy blanca, sacaroidea, situada a muro de la formación, y desdoblada en dos ramas: una norte, de mayor desarrol lo, y otra sur. Estas dos bandas se acuñan hacia el este perdiendo potencia o desapareciendo. Esta “alteración” es en realidad una recristalización y marmorización que ha hecho perder a la original caliza las sustancias bituminosas que la singularizan. Como resultado, mejora sustancialmente su características y ha sido objeto de estudios detallados de cara a su aprovechamiento industrial (SIEMCALSA, 1991 y 1996).

Son materiales de esta naturaleza los que están siendo explotados en los indicios 2670, 2679 y 2889, en canteras de tamaño medio, a veces con frentes escalonados, condicionadas en su actividad por la orografía y las condiciones climatológicas. Sus producciones van destinadas fundamentalmente a las industrias azucareras, de elaboración de piensos y materiales de construcción; por su calidad son aptas para usos industriales de mayor valor, si se dieran condiciones de mercado favorables.

Los indicios más meridionales de este entorno (2888 y 2890) corresponden a materiales carbonatados del Cretácico, que se presenta formando una banda que bordea por el sur el Paleozoico. En concreto, estos indicios pertenecen a calizas de la Fm. Boñar (32), en su tramo superior carbonatado.

Son calizas fosilíferas, de tonos claros, recristalizadas, a veces parcialmente dolomitizadas y en la parte superior suelen ser oolíticas. Su potencia en la zona sobrepasa los 200 m y son consideradas de edad Santoniense-Campaniense. Destacan en el paisaje, pues forman crestones que se siguen sin dif icultad durante kilómetros.


Área de Corullón (13) Es un entorno alargado de dirección NO-SE situado al SO de Ponferrada, en la provincia de León.


Geológicamente se emplaza en el flanco sur del Anticlinal de los Vados (llamado en este trabajo de Toral o de Sarria) y el flanco norte del Sinclinal de Peñalba, en el extremo sur del Dominio del Manto de Mondoñedo (Zona Asturoccidental-Leonesa).

Los indicios de calizas y dolomías corresponden a secuencias carbonatadas de las Fms. Cándana (3), Vegadeo (6) y Aquiana (10).

En la Fm. Cándana, en el Anticlinal de Los Vados, los indicios corresponden a los tramos carbonatados que aparecen en la parte inferior de esta potente sucesión (700-800 m) de pizarras y areniscas. Está considerada del Cámbrico inferior.

A unos 50 m de la base hay un nivel carbonatado de 100 a 120 m de potencia, cuyo aspecto varía debido a los cambios laterales. Normalmente se trata de calizas con estratificación tabular, con laminaciones finas y alternancia de niveles dolomíticos. La gran recristalización que han sufrido impide observar estructuras sedimentarias originales.

En el flanco norte del anticlinal el aspecto de este nivel calcáreo es masivo, continuo, y puede alcanzar hasta los 200 m de potencia, como sucede al oeste de Toral de Los Vados, donde se ubica la explotación correspondiente al indicio 3002. Se trata de una cantera de más de 1 km de longitud, explotada en 7 bancos. Toda su producción va destinada a la fabricación de cemento Portland en la planta de Cosmos, S. A. de Toral de los Vados.

La Fm. Vegadeo (6), en el Anticlinal de Los Vados y más en el Sinclinal de Peñalba, constituye un afloramiento de gran continuidad, pero de potencia muy variable, al estar su techo laminado por un cabalgamiento. En la zona de las canteras correspondientes a los indicios 3244, 3246 y 3247 presenta espesores entre 150 y 180 m. Son rocas compactas y duras, estratificadas en bancos con juntas poco marcadas, colores claros y aspecto sacaroideo debido a la recristalización. Petrológicamente abarcan desde calizas cristalinas parcialmente dolomitizadas a dolomías cristalinas, pasando por mármoles de calcita.

Se considera que corresponde a parte del Cámbrico inferior y la parte baja del Cámbrico medio.

Todas las canteras mencionadas están inactivas.

En este mismo entorno geológico del Sinclinal de Peñalba se encuentra la Fm. Calizas de La Aquiana (10), en la que, aunque más raramente y en puntos dispersos, hay restos de labores abandonadas.

CUENCA DEL DUERO

En estas zonas situadas en la parte central de la Cuenca del Duero son numerosos los afloramientos de rocas carbonatadas del Mioceno superior, tradicionalmente llamadas “Calizas de los Páramos”.

De forma más precisa hoy está establecida la existencia de un nivel de calizas que corona los depósitos de margas, yesos y arcillas de la Facies de las Cuestas (43), al que la mayoría de los autores denominan Páramo I (44).

Sobre él se encuentra una serie que comienza con un episodio detrítico correspondiente a un esquema de abanicos aluviales y ambientes de playa-lake y medios lacustres de alta energía, produciéndose además cambios laterales de materiales siliciclásticos a sedimentos carbonatados. Estos son expansivos con


respecto a los anteriores, correspondientes a medios lacustres de alta energía y poca profundidad. Son el denominado por la generalidad de los autores Páramo II (46). Tradicionalmente se ha considerado que no afloraba en el sector central de la Cuenca; no obstante, es segura su presencia en las hojas de Astudillo, Torquemada, Baltanás y en la zona de Valladolid (Mediavilla y Dabrio, 1988 ). Presenta un espesor entre 3 y 15 m y con frecuencia la parte superior de la secuencia falta por estar erosionada.

Así pues, existen indicios y explotaciones correspondientes tanto a uno como a otro de dichos niveles, incluso puntos en que ambos, casi superpuestos en una especie de serie condensada, son objeto de labores mineras.

Área de Hontoria (14) Hay indicios tanto en las Calizas inferiores del Páramo (44) como en las Calizas superiores del Páramo (46).

La explotación activa más importante es la de Hontoria de Cerrato (indicio 3794). Es a cielo abierto, en una cantera de 700 a 900 m de longitud y con 8 a 10 m de altura. A juzgar por el corte estratigráfico que se observa en su frente, se están explotando las Calizas inferiores (44) y las superiores del Páramo (46), alcanzando en total unos 7 m de espesor. Toda su producción va destinada a la fabricación de cemento.

Otros indicios de la zona han sido objeto de pequeñas explotaciones, hoy inactivas, de las que se extrajo caliza para las azucareras de la región y para la preparación de cal.

Área de Quintanilla (15) La práctica totalidad de los indicios corresponden al nivel de Calizas inferiores del Páramo (44), ya que la unidad siliciclástica-carbonática del Páramo superior (46) queda relegada a zonas más orientales (alrededor de Fuentidueña) y aquí ha sido eliminada por la superficie morfológica plio-pleistocena (Molina y Armenteros, 1986).

La unidad carbonática explotada (44) constituye la cornisa topográfica de la zona. Su espesor disminuye de este a oeste, desde los 12 m en Peñafiel hasta desaparecer en la parte occidental (Olmedo, Iscar, Portillo) (Armenteros, 1991). Está formada por calizas muy compactas y de colores claros, entre las que se reconocen micritas, biomicritas e intramicritas, con abundante porosidad móldica.

Las explotaciones activas se concentran en las proximidades de Quintanilla de Onésimo (indicios 4166, 4168 y 4169); todas ellas a cielo abierto, en canteras de varios cientos de metros de frente, en un nivel de calizas de unos 10 m de potencia en el que explotan, mediante voladura, los 3-4 m superiores, casi sin recubrimiento. Se trata, en todos los casos, de calizas con alto contenido en CO 3Ca (96-98%), que son preparadas, a pie de cantera, en plantas de machaqueo y clasificación, para su consumo en azucareras, fábricas de piensos, elaboración de abonos y correctores de suelos.


Fuera de los entornos definidos en el esquema del Mapa 3 hay explotaciones activas, algunas intermitentemente o con poca producción. Merece reseñarse el


indicio 4031, en Fuencaliente del Burgo (Soria), donde se explota un nivel, de unos 20 m de potencia, de caliza blanca (98% CO3Ca), muy recristalizada, del Cretácico superior (32). El material, extraído mediante voladura, es molido y clasificado en planta a pie de cantera. Se comercializa en distintos tamaños para azucareras, preparación de piensos y para pinturas. Otros indicios que permanecen activos, al menos temporalmente, beneficiando materiales de heterogénea calidad, son las explotaciones de la Facies de las Cuestas (43) en Arcos de Jalón (indicio 4466), la de Los Ausines (indico 3587) en el tramo superior de la Serie Carbonatada del Cretácico superior (32) y la de Villarcayo (indicio 2733) en la Facies Dueñas (40).

Mas allá de las áreas de mayor concentración existen numerosos indicios de labores mineras, la mayoría inactivas, que satisfacían demandas locales, aprovechando para ello cualquier formación calcárea de la columna estratigráfica que estuviera cerca. También se da el caso de alguna cantera paralizada por problemas de impacto ambiental, cual sucede con la situada en Burgo de Osma (indicio 4213).

CAOLÍN

Son pocas las explotaciones activas de caolín en la Comunidad, y más numerosos los indicios de la presencia de esta sustancia, correspondientes a la mayoría de los tipos de caolín establecidos.

Área de Barrios de Luna (16) Se sitúa en las cercanías de esta localidad (norte de la provincia de León), en la vertiente sur de la Cordillera Cantábrica.

Geológicamente la zona se emplaza en el extremo oeste del flanco sur del Sinclinal de Alba, dentro de la Unidad de Somiedo-Correcillas en la Región de Pliegues y Mantos.

Los indicios de caolín (2578, 2581, 2582) se intercalan en la Fm. Barrios (7), en un nivel que presenta gran continuidad lateral y pequeña potencia. Esta form ación está constituida por cuarzoarenitas blancas con intercalaciones de lutitas y abundantes rocas volcanoclásticas. En ella, Aramburu (1989) diferenció tres miembros de muro a techo: La Matosa, Lingüería y Tanes. En la parte alta de La Matosa se encuentra una capa de caolín, denominada Capa Valverdín, que aflora fundamentalmente en las hojas de Barrios de Luna y Pola de Gordón, no sólo en el recinto definido en el esquema del Mapa 3, sino también en otros puntos (v.gr. indicio 2622).

Su espesor suele ser inferior a los 50 cm y se encuentra entre alternancias de cuarcitas y pizarras con abundantes skolithos, reconocidos por los mineros con el nombre de botones que son utilizados como niveles guía en el reconocimiento del caolín.

El miembro La Matosa es considerado del Cámbrico medio a superior y quizá también Tremadoc más bajo (Aramburu y García Ramos,1993).

272 Caolín

Esta capa de caolín fue descrita por García Ramos et al. (1984) como un nivel compacto, blanquecino medio grisáceo, de caolín de grano medio a grueso, de 30 a

Caolín 273

50 cm de espesor, con contactos netos a muro y techo. Está considerado como un tonstein, que, al igual que el localizado en Asturias (Capa Pedrosa), es interpretado por Aramburu (1989), en Gallastegui et al. (1992), como una alteración diagenética in situ de cenizas volcánicas de transporte eólico.

Este nivel no tiene la constancia y potencia necesarias para ser explotado de forma rentable; las labores que se conocen son pequeñas y realizadas en su mayoría para fines de investigación.

Área de Pola de Gordón (17) Situada en las proximidades de esa localidad al norte de la provincia de León, en la vertiente sur de la Cordillera Cantábrica.

Geológicamente, la zona se ubica en el flanco norte del Sinclinal de Alba, en la Unidad de Somiedo-Correcillas de la Región de Pliegues y Mantos.

Los indicios agrupados en este entorno (2596, 2602, 2609) corresponden a caolinizaciones desarrolladas sobre materiales devónicos, en concreto sobre la Fm. Huergas (12) y la Fm. Nocedo (12).

La Fm. Huergas aflora en depresiones del relieve, en contraste entre form aciones calcáreas más competentes (Santa Lucía y Portilla). Está constituida fundamentalmente por areniscas y pizarras, siendo en esta litología donde se han observado caolinizaciones, en las proximidades al contacto con la Fm. Portilla.

Asimismo, en la Fm. Nocedo, constituida por areniscas, lutitas y algún tramo carbonatado, se localizan puntos con enriquecimientos en caolín, provenientes de la alteración de las pizarras.

En todos los casos la caolinización es incompleta y el volumen de material alterado muy pequeño, por lo que estos nivelillos centimétricos de baja calidad apenas si han sido objeto de pequeñas labores de investigación.

Área de Sayago (18) Se localiza al SO de la provincia de Zamora, en el este de la Comarca del mismo nombre, abarcando una franja norte-sur que se extiende desde Pereruela hasta Peñausende.

Desde el punto de vista geológico se sitúa en los dominios del zócalo hercínico de la penillanura salmantino-zamorana, constituida fundamentalmente por leucogranitos de dos micas.

Las rocas graníticas, o al menos algunas de ellas, sufrieron durante el Mesozoico una alteración meteórica por la que sus feldespatos, y en menor grado las micas, pasaron a transformarse en caolinita.

Amplias zonas de caolín han sido desmanteladas, pero otras se han conservado protegidas por los depósitos terciarios suprayacentes, amparadas de la erosión en las dovelas del zócalo hundidas en una tectónica de bloques.

274 Caolín

A grandes rasgos, así se han formado los tres principales yacimientos identificados en la zona: Tamame (indicios 4408, 4409), Peñausende (4410) y Pereruela (4251). Se asientan en bloques tectónicos deprimidos, cuya elongación máxima, acorde con el rumbo de las fracturas que los delimitan, marcha N-10ºE (Pereruela y Peñausende) y NE-SO (Tamame); la transversal E-O de los bloques es dimensionalmente menor (Azcárate, 1988). La potencia media de la masa caolinizada es de unos 4,5 m, pudiendo ser muy superior. El recubrimiento varía desde un mínimo de 1 m en el yacimiento de Pereruela hasta un máximo de casi 8 m en Peñausende.

Todos estos yacimientos pertenecen a la misma empresa, Arcillas Blancas, S.A. (ABSA), siendo explotado actualmente el de Tamame. La extracción es a cielo abierto, en dos canteras (indicios 4408, 4409), que suministran material bruto de distintas calidades. Tras su tratamiento en planta obtienen y comercializan cuatro productos: arcillas caolínicas (con 15 a 30% de esmectitas); caolín cerámico (con menos del 5% de esmectita); moscovita y arenas de cuarzo.

Relacionados con este tipo de caolines están todos los indicios correspondientes a las Facies Siderolíticas (34), de los que es un claro representante el indicio 3743, localizado en Bretó, al NO de la provincia de Zamora.

En este caso la masa caolínica originaria, generada por alteración de rocas graníticas del zócalo hercínico durante el Mesozoico, ha sido desmantelada y depositada a comienzos de Terciario, formando parte de las denominadas Facies Siderolíticas. En el caso del indicio de Bretó, la riqueza en caolín y el volumen del yacimiento son, al parecer, suficientes como para poder ser explotados de forma rentable, ya que está concedido el correspondiente permiso administro en base al proyecto presentado.

Área de Calabor (41) Está situada en el extremo noroccidental de la provincia de Zamora, limitando con Galicia y Portugal.

Los indicios de caolín conocidos son escasos (3601, 3602, 3603) y puestos de manifiesto por pequeñas labores, en algunas ocasiones de investigación para metálicos.

Todos ellos se localizan sobre leucogranitos, en los que el caolín es resultado de procesos de alteración superficial, a los que se debe la formación de arenas caoliníferas.

Área Borde norte de Guadarrama (42) Es una zona alarga, de dirección NE-SO, que tiene su punto medio en la ciudad de Segovia.

Los indicios de caolín (4555, 4681, 4688, 4690, 4693 y 4770) aparecen en la Fm. Arenas y arcillas de Segovia (31), del Cretácico superior. Fue definida por Alonso (1980) como formada por arenas blancas, limos y arcillas rojas y verdes y algunos niveles de conglomerados. Las arenas constituyen la litología más importante,

Caolín 275

están formadas por cuarzo, en menor proporción feldespato y micas, estando parcialmente caolinizadas.

Según Arenas et al. (1991a), las arcillas son caoliníticas y se presentan bien en forma de lentejones discontinuos, bien en forma de cantos blandos, dentro de los cuerpos de granulometría mayor.

El espesor de la formación es variable, con un máximo de 55 m que se alcanza en Segovia. Las diferencias, aún cuando no son muy grandes, pueden llegar a ser bastante bruscas entre puntos próximos, sobre todo hacia el sur.

Esta formación se apoya unas veces sobre las Calizas y margas del tramo inferior del Cretácico superior (30), y otras sobre el zócalo metamórfico y localmente granítico. En este último caso, el paleorelieve previo a la deposición de las arenas condiciona sus espesores y a veces su composición, observándose además el desarrollo de importantes zonas de alteración y de suelos sobre el zócalo. Estos paleosuelos, cuando se conservan, pueden llegar a alcanzar potencias de más de 10 m. Alguno de ellos, altamente caolínico, fue explotado en el pasado (indicio 4770).

En el contexto de la Fm. Arenas y arcillas de Segovia, cuya sedimentación se produjo en un medio activo, las arcillas caolínicas presentes podrían provenir del retrabajamiento de los paleosuelos instalados sobre el paleozoico, dando lugar, cuando la energía del medio decrece, a los niveles lentejonares de arcillas. Con posterioridad a la sedimentación de esta unidad se produjeron una serie de procesos diagenéticos que ocasionaron, entre otros, la alteración a caolín de feldespatos y micas, posiblemente en ambientes freáticos y vadosos, propios de ambiente continental, y que tuvieron lugar antes de que la formación cretácica suprayacente se depositase (Arenas Martín et al., 1991a).

Al margen de las áreas estudiadas en las que se concentran indicios de caolín, existen otros dispersos por la Comunidad, merecedores de los siguientes comentarios.

Son varios los indicios de esta sustancia en la Fm. Arenas de Utrillas (29), desde el borde sur de la Cordillera Cantábrica, pasando por la Cordillera Ibérica, hasta el Sistema Central. En su práctica totalidad han sido objeto de pequeñas labores, en la mayoría de los casos beneficiando más la arena de sílice de la formación que el caolín, y que hoy están abandonadas. Sin embargo, en este contexto geológ ico merece singularizarse el indicio 3835, situado en Hontoria del Pinar, en el límite entre las provincias de Burgos y Soria, en el sinclinal de Navas. En el tramo basal de Utrillas los conglomerados presentan una matriz cuarzoarenítica con arcilla tipo caolín, que hacia el techo pasa a cuarzoarenita con caolín. Este nivel ha sido objeto de explotación hace pocos años, beneficiando distintas granulometrías de gravas y arenas de cuarzo. El material bruto se extraía en una cantera de 250x200x40m y era tratado en la planta de Hontoria del Pinar.

En similar contexto geológico, en el borde suroccidental de la Región Vasco-Cantábrica, merece reseñarse el indicio 2929, en Basconcillos del Tozo, provincia de Burgos. Se encuentra en la Fm. Arenas de Utrillas, en el flanco sur del sinclinal de La Lora de Valdivia, caracterizada por la alternancia de arenas y conglomerados

276 Feldespato

silíceos con intercalaciones de arcillas caoliníferas; la potencia total de la formación es de unos 400 m.

Las arenas son objeto de explotación para áridos de construcción y se ha iniciado el aprovechamiento, en pequeñas cantidades, de arcillas para la industria cerámica de pasta blanca. Las recientes investigaciones en la zona (Alba et al., 1996) han detectado la presencia de un cuerpo arcilloso bajo las arenas aflorantes, cuyas muestras están siendo analizadas con el fin de establecer su calidad industrial.

FELDESPATO

Los feldespatos beneficiables en la Comunidad proceden, mayoritariamente, de pegmatitas y de arenas feldespáticas. De forma puntual también de granitos alterados.

PEGMATITAS

Están relacionadas con masas de granitos que afloran en el oeste, suroeste y sur de la Comunidad. La mayoría de los indicios-yacimientos de feldespatos de esta procedencia se han agrupado en una serie de áreas o entornos, siguiendo el estudio JCL 12 (1986) sobre el potencial minero de las pegmatitas de la Comunidad, que se irán exponiendo sucesivamente:

Área de Fermoselle-Muga de Sayago

Área de Masueco - Vitigudino

Área de La Fregeneda

Área de Aldehuela

Área de Castellanos-Bercimuelle

Área de La Adrada

Área de Calabor

Área Borde norte de Guadarrama

Desde el punto de vista geológico, y de forma general, los afloramientos de las pegmatitas aparecen bien en los granitos bien en los bordes de los macizos, encajados en los metamórficos circundantes, en los que abundan.

La mayor parte de las pegmatitas que se han explotado tradicionalmente para la obtención de feldespatos son de tipo simple o ígneo, de naturaleza leucocrática, con feldespato potásico, cuarzo y mica como minerales principales, y como accesorios turmalina, biotita, apatito, berilo, granate, andalucita, sillimanita; rara vez también lepidolita, ambligonita y espodumena.

En lo referente a su estructura interna no se pueden considerar zonadas, con carácter general, ni que presenten crecimientos determinados, aunque sí se observan a veces ligeros ordenamientos de cristales. El tamaño de grano es heterométrico, más bien grueso, con los tamaños mayores en las zonas centrales, disminuyendo hacia los bordes. El feldespato potásico aparece a menudo en cristales grandes.

Respecto a su emplazamiento son, consideradas en conjunto, pegmatitas postectónicas.

Feldespato 277

Área de Fermoselle-Muga de Sayago (19) Geográficamente está situada al suroeste de la provincia de Zamora.

La serie estratigráfica de esta zona es de edad preordovícica y en ella pueden distinguirse dos grandes unidades litológicas: una compuesta por gneises glandulares y otra por metasedimentos, esencialmente micaesquistos con alguna intercalación de rocas carbonáticas.

Las pegmatitas de esta zona están asociadas a rocas graníticas y tienen estructuras y orientaciones variables; algunas aparecen en forma de bolsadas. En cuanto a su composición, son minerales principales el feldespato potásico (microclina), cuarzo y plagioclasa sódica; como accesorios moscovita y sericita. Con frecuencia han sido explotadas en el pasado, siendo el feldespato obtenido de buena calidad. En el término de Muga de Sayago (indicio 4241) se explotó y comercializó un feldespato con la siguiente composición: SiO 2 67%; Al2O3 19,30%; Fe2O3 0,07%; Na2O 2,7% y K2O 10,30%.

Actualmente no hay ninguna explotación activa.

Área de Masueco-Vitigudino (20) Está situada al noroeste de la provincia de Salamanca, y limitada en esta dirección por el río Duero.

Es el entorno que recoge mayor número de indicios y antiguas explotaciones de feldespatos, en un contexto geológico de materiales pertenecientes al Complejo Esquisto-Grauváquico (4), enmarcados y salpicados por afloramientos graníticos, pudiendo diferenciarse dos tipos de pegmatitas. Unas, las enclavadas en el entorno esquisto-grauváquico, y otras, las que se disponen en los márgenes de los granitos, tanto de grano fino como medio como de megacristales, que enmarcan el corredor metamórfico.

Entre las primeras, las aflorantes al norte de Masueco de Aldeadávila, relacionadas con los granitos de megacristales, con disposición E-O, pueden llegar a tener corridas kilométricas y sobrepasar los 100 m de espesor. Algunas fueron objeto de explotaciones de feldespato en el pasado, pero el elevado contenido en hierro limita el valor minero de estos diques.

Las pegmatitas del área de Peña-Pereña, dispuestas en los márgenes y/o encajando en granitos, así como las enclavadas en el metamórfico, suelen contener moscovitas abundantes (indicios 4393, 4395, 4397), a veces en buenos cristales, lo que empeora el aprovechamiento del feldespato en las explotaciones antiguas. No obstante, las mejores bolsadas de ortosa, sin o con poco cuarzo y micas, fueron explotadas por la empresa MOLTUMI, S.A. hasta su agotamiento (indicio 4391).

Área de La Fregeneda (21) Está situada en el extremo más occidental de la provincia de Salamanca.

278 Feldespato

El campo pegmatítico de La Fregeneda se encuentra delimitado por el granito de Lumbrales al sur y por el de Saucelle al norte. Las pegmatitas encajan

Feldespato 279

fundamentalmente dentro de materiales del Complejo Esquisto-Grauváquico, constituido aquí por una alternancia de cuarcitas, grauvacas, esquistos y pelitas.

Según el estudio de JCL 12 (1986) en esta zona hay dos tipos de pegmat itas.

Unas, muy cuarcíferas, de pequeño desarrollo, siguiendo el diaclasado de las pizarras, que pueden observarse a ambos lados del dique principal de la Mina Feli (indicio 4469) explotación activa de feldespato y que en su día también lo fue de Sn y W. Estas pegmatitas contienen lepidolita, lo que hace que sus productos feldespáticos sean ricos en litio.

El gran interés que tiene este particular contenido en Li de las pegmatitas de La Fregeneda lo confirma la existencia de un nuevo proyecto de explotación, por parte de la empresa Damrec Española, S.A. en una concesión denominada Alberto I situada a 2 km de Mina Feli.

La otra gran familia de pegmatitas está representada por abundantes diques de posición vertical emplazados en el CEG transversalmente a la pizarrosidad. Su potencia varía entre los 5 y 15 m y su longitud alcanza centenares de metros. El feldespato está acompañado de cuarzo, albita, moscovita y algo de lepidolita, espodumena y ambligonita. Estas últimas especies citadas son minerales de litio, lo que representa para la masa pegmatítica un valor añadido en su aprovechamiento como materia prima cerámica.

Según un estudio más reciente, Roda Robles (1993) ha diferenciado en la zona diversos tipos de pegmatitas y cuerpos pegmatoides, en base a criterios mineralógicos, geoquímicos y de campo. Todos los tipos pueden reagruparse en “pegmatitas estériles” y “pegmatitas evolucionadas”. Al primer grupo pertenecen las pegmatitas intragraníticas y las pegmatitas simples concordantes. Al de las evolucionadas pertenecen las pegmatitas con feldespato potásico mayoritario, las pegmatitas simples discordantes y las pegmatitas litiníferas. La distribución de estos tipos alrededor del granito de Lumbrales dibuja una zonación tal, que las pegmatitas más evolucionadas afloran en las zonas más alejadas del contacto norte del granito, mientras que las estéri les afloran dentro y en las proximidades del granito.

Todos estos datos son de interés en la localización y concreción de diques con mayor riqueza en feldespato, ausencia de otras mineralizaciones nocivas (minerales metálicos, micas, etc.) o presencia de aquellas beneficiosas (minerales de litio) para su aprovechamiento en la industria cerámica.

Área de Aldehuela (22) Así denominada en el estudio de JCL 12 (1986) también podría llamarse de Garcirrey, o de Sando, por su ubicación, en la parte suroccidental de la hoja 477 (Barbadillo) del MTN E. 1:50.000, en la provincia de Salamanca.

La zona está formada en su mayor parte por secuencias paleozoicas y rocas plutónicas entre las que hay importantes afloramientos metamórficos. Existen en ella dos tipos de pegmatitas.

Uno, los diques que aparecen sobre todo en los leucogranitos indiferenciados y en los de dos micas. Su contacto con el encajante es difuso. Muestran importantes texturas gráficas, estando el feldespato potásico (microclina) acompañado por cuarzo y moscovita. Su potencia suele ser de orden métrico. Algunos de ellos han

280 Feldespato

sido objeto de pequeñas labores mineras y alguna producción (indicios 4604 y 4607).

Feldespato 281

El otro tipo de pegmatitas está representado por diques pertenecientes a una generación posterior, subparalelos a la dirección E-O y con buzamiento vertical. Generalmente son muy buenos para la extracción de feldespato. Un ejemplo de ellos es el de la pegmatita de Mina Julita (indicio 4609), donde se explotó un dique de 20 m de potencia, del que se obtenía un producto con la siguiente composición: SiO2 67,40%; Al2O3 19,13%; Na2O 5,04%; K2O 5,81%; Fe2O3 0,23%; TiO2 0,09%; MgO 0,13%; CaO 0,38% y PF 1,23%.

Área de Castellanos-Bercimuelle (23) Está situada al sureste de la provincia de Salamanca y noroeste de la de Ávila, en el límite entre ambas.

El conjunto de pegmatitas de esta zona pertenece a la denominada por García de Figuerola y Franco González (1975) Serie del Álamo, definida como un conjunto de bandas de pegmatitas intercaladas en esquistos, gneises de grano fino o micacitas.

Los yacimientos e indicios incluidos en este entorno se agrupan en dos conjuntos.

El situado más al norte, perteneciente a la provincia de Ávila, en el que la mayoría de las pegmatitas encajan en los ortogneis de Castellanos y raras veces en el metamórfico de la Fm. Monterrubio (2) (indicio 4738). Las encajadas en los gneises han sido a veces explotadas de forma intermitente (indicio 4817). Son pegmatitas simples, con feldespato potásico, cuarzo y mica blanca como componentes principales, y como accesorios turmalina, biotita, apatito, berilo, granates y andalucita. Se las considera de removilización y algunas asociadas a apuntamientos de rocas básicas.

En el conjunto del sur, perteneciente a la provincia de Salamanca, las pegmatitas encajan en el ortogneis de Bercimuelle, y tienen una composición y características semejantes, habiendo sido también objeto de pequeñas labores y esporádicas explotaciones de feldespato potásico (indicios 4806 y 4807).

Área de La Adrada (24) Está situada al sureste de la provincia de Ávila, en el límite con la de Madrid.

Geológicamente, la constituyen afloramientos de rocas ígneas, pertenecientes a uno de los bloques tectónicos en que queda dividido el Macizo Hercínico durante los plegamientos alpinos, dentro del gran batolito que forma el Sistema Central.

Las pegmatitas encajan en migmatitas y granitos biotíticos de grano medio a grueso, a veces porfídicos con feldespatos de gran tamaño. Su emplazamiento parece estar relacionado con la fracturación y diaclasado en los granitos, que favorece la aparición de la mayor parte de los diques de pegmatitas, cuarzo y aplitas, tomando sus mismas direcciones NE-SO.

Son pegmatitas simples, con feldespato blanco (ortosa con un contenido en K 2O que sobrepasa el 10%), cuarzo grisáceo y mica escasa. Texturalmente son de grano grueso, muy homogéneas y los feldespatos tienen frecuentemente texturas gráficas. Sus potencias oscilan entre los 1 y 5 m y las longitudes no sobrepasan los 50 m.

282 Feldespato

Han sido objeto de reducidas labores mineras de las que se han extraído en algún caso pequeñas cantidades de feldespato (indicios 4901 y 4903).

Área de Calabor (41) Zona polimineral ya citada al hablar del Caolín, y situada en la provincia de Zamora, al límite con Galicia y Portugal.

Aquí las pegmatitas aparecen encajadas en zonas migmatíticas y en el granito de dos micas, con potencias en general centimétricas y longitudes máximas de 100 m. Son pues de escaso interés económico. Los indicios registrados corresponden a pequeñas labores para investigación, sin resultados positivos.

Área Borde norte de Guadarrama (42) En este entorno misceláneo, los diques de pegmatita son escasos y de menor interés minero que en las anteriores. Suelen presentarse aislados, encajados en los leucogranitos y ortogneises de Somosierra-Guadarrama, con potencias decimétricas y longitudes variables. Los indicios que se conocen corresponden a pequeñas cortas y zanjones, que nunca han proporcionado feldespato comercial.

ARENAS FELDESPÁTICAS

Las mayores explotaciones de feldespato en la Comunidad corresponden actualmente a las arenas eólicas pleistoceno-holocenas, tan abundantes en grandes extensiones de las provincias de Valladolid y Segovia.

Estas formaciones cuaternarias, de variados desarrollos y morfologías, se encuentran desde las estribaciones del Sistema Central hacia el interior de la Cuenca del Duero, llegando hasta la ciudad de Valladolid.

En su conjunto, y de forma genérica, pueden ser definidas según lo hizo Alcalá del Olmo (1972) en su estudio sobre los arenales de Cuéllar. Son arcosas de grano medio, subredondeadas o redondeadas, con gran proporción de granos mates.

Dependiendo del lugar, pueden presentar diversas formas de acumulación: manto eólico, complejos dunares y cordones de dunas (Muñoz del Real et al., in litt.).

El manto eólico constituye un recubrimiento arenoso, bastante homogéneo, compuesto por arenas más o menos silíceas o arcósicas blancas con escaso contenido en finos. Su aspecto es masivo y la potencia bastante variable, desde zonas de 1 m hasta otras donde alcanza los 15 m.

Los campos de dunas, aunque con desarrollos considerables, ocupan menor superficie que el manto eólico. Sus afloramientos tienen dirección NO-SE, al igual que el manto eólico. El tipo más frecuente son las dunas parabólicas, cuya orientación indica un viento procedente del SO. A veces las dunas son de gran tamaño y aisladas; otras tienen formas coalescentes, generando grandes acumulaciones en bandas perpendiculares a la dirección del viento, que se conocen como cordones dunares.

Feldespato 283

Estas arcosas, conocidas comercialmente como arenas feldespáticas, son objeto de dos importantes explotaciones:

Explotación de Carrascal del Río (indicio 4334) en la provincia de Segovia, por Industrias del Cuarzo, S. A. (INCUSA)

Explotación de Río Pirón (indicio 4330) en Navas de Oro (Segovia), por Compañía Minera de Río Pirón, S. A.

En ambos casos la extracción y beneficio son muy similares. A cielo abierto, en canteras de frentes amplios, el material bruto se extrae mediante palas cargadores y es tratado en planta, separándose el feldespato por un proceso complejo de flotación.

Ambas industrias producen feldespato potásico de calidad, con contenidos en K 2O superiores al 12%, en Na2O>2%, Al2O3 en torno al 18% y Fe2O3 inferiores al 0,1%.

Asimismo, como subproducto de la flotación del feldespato potásico obtienen arenas de sílice de gran pureza (SiO2>99%).

Todos estos productos se comercializan, con distintas granulometrías y en variadas formas de suministro, en los campos de las industrias cerámicas y del vidrio.

GRANITOS ALTERADOS

En el término de Casas del Puerto de Villatoro, en la provincia de Ávila, hay el proyecto de poner en explotación el yacimiento correspondiente al indicio 4826.

Se trata de una capa de lhem granítico desarrollado sobre un leucogranito porfídico profundamente meteorizado, en el que los procesos de alteración han liberado los cristales de feldespato y cuarzo. La tectónica de bloques sufrida por el batolito hace que este lhem se conserve en las dovelas del zócalo hundidas, habiendo desaparecido por denudación en las más elevadas.

En las zonas del yacimiento estudiadas por la Compañía Europea de Feldespatos. S.A. (CEFSA), la potencia de esta capa superficial beneficiable oscila entre 2,6 y 7,8 m. El mayor tamaño de los fenocristales de feldespato permite su separación de los de cuarzo por simple selección granulométrica. Según el proceso de recuperación y tratamiento del feldespato, CEFSA tiene estimadas unas reservas seguras explotables, ya evaluadas, de más de 500.000 t de producto final en las zonas estudiadas, considerando que pueden multiplicarse por cinco en el total de su dominio minero aún por investigar.

El análisis correspondiente al feldespato final obtenido en el proceso diseñado es el siguiente: SiO2 66%; AlO3 18%; K2O 11%; Na2O 3%; Fe2O3 0,08%; TiO2 0,1%; CaO 0,5%; MgO 0,1%; MnO 0,1%; P2O5 0,01% y PF 0,5%, prácticamente idéntico al publicado por Regueiro et al. (1996).

MICAS

Históricamente, los indicios y pequeñas explotaciones de micas han correspondido a concentraciones en diques de pegmatitas, en masas de poco volumen pero en grandes cristales denominados “libros” por los anglosajones. En los años cuarenta

284 Feldespato

la moscovita de algunos diques pegmatíticos fue separada a mano y comercializada durante la segunda guerra mundial.

Feldespato 285

Dada su relación con las pegmatitas, hay indicios repartidos por todas la zonas con rocas de esta naturaleza, sobre todo en la provincia de Salamanca, estando bastante dispersos los puntos en que se han realizado labores mineras al objeto de beneficiar esta sustancia. Debido a tal dispersión del reducido número de indicios, sólo se ha delimitado como entorno propio en el esquema del Mapa 3: el de Martinamor. De forma general se hará posteriormente un repaso a las zonas pegmatíticas, muchas de ellas definidas en la clase del Feldespato, teniendo como objetivo su contenido en micas.

Área de Martinamor (25) Se encuentra situada al sur de Salamanca, en las proximidades de la localidad del mismo nombre.

Las micas aparecen en diques de pegmatitas encajados en los esquistos, micaesquistos y pizarras de la Fm. Monterrubio (2), y las pegmatitas se consideran íntimamente asociadas al granito de Martinamor. En el término municipal de Buenavista hay algunos diques con desarrollo de buenos cristales de moscovita (indicios 4731, 4733, 4734 y 4735) que fueron explotados en los años cuarenta buscando sus micas. Quedan bien reconocibles las canteras, zanjas y pozos abiertos, aunque no se tienen datos de la cantidad de mica extraída.

Otras áreas pegmatíticas dignas de mención son las siguientes.

En el entorno de Masueco, en la zona de la Peña-Pereña las pegmatitas suelen contener abundantes moscovitas, en ocasiones en cristales bien desarrollados (indicio 4392), que en el pasado se extrajeron esporádicamente de manera artesanal, a veces junto con berilos (indicio 4389). Los diques se disponen en los márgenes del granito de grano grueso y en los materiales del corredor metamórfico que discurre norte-sur.

En la zona de Garcirrey las pegmatitas blancas del área de Mina Julita se presentan atravesadas por filones de alteración hidrotermal constituidos por moscovita y algo de turmalina. Tienen muy escaso desarrollo y están tecton izados.

En el entorno de La Fregeneda las pegmatitas encajan en los materiales del Complejo Esquisto-Grauváquico, constituido aquí por una alternancia de cuarc itas, grauvacas, esquistos y pelitas. Estudiado en profundidad por Roda (1993), alg unas de las pegmatitas se caracterizan por la riqueza en litio de sus micas, pertenecientes a la serie moscovita-mica de litio-lepidolita. En otros casos, se trata de moscovita con hábito de libros y colores plateados.

En la zona de El Cubo de Don Sancho, al oeste de Salamanca (Hoja 476 del MTN E. 1:50.000) algunas pegmatitas encajadas en la Fm. Monterrubio (2) contienen cristales de mica de tamaño superior a 5 cm (indicios 4600 y 4602), que en el pasado fueron objeto de algunas calicatas. Los enclaves micáceos son de dimensiones centimétricas o milimétricas, orientados paralelamente a la esquistosidad principal de los metasedimentos encajantes (Díez Montes et al., in litt.).

286 Micas

En la zona de Vitigudino, al oeste de Salamanca, los indicios de micas corresponden al granito leucocrato de grano medio y textura inequigranular conocido como granito

Micas 287

de Vitigudino. La moscovita aparece en placas relativamente grandes (indicio 4487) idiomorfas, o también en pequeños cristales xenomorfos. Los de m ayor tamaño, normalmente en torno a 1 cm pero que pueden llegar a varios centímetros, corresponden a las moscovitas tardías y/o secundarias, poco deformadas.

Fuera de la provincia de Salamanca se conocen algunos indicios cerca de Pías (3599 y 3600) en la provincia de Zamora, en pegmatitas encajadas en la Serie de Porto (4). Se trata de moscovita cuyas láminas a veces alcanzan un tamaño considerable, y flaquean gruesos cristales de microclina. En los años 40 fueron objeto de pequeñas explotaciones hoy abandonadas.

Explotación de Tamame En la actualidad la única producción de micas en la Comunidad tiene lugar como subproducto del beneficio de un yacimiento de caolín en Tamame (indicios 4408 y 4409), en la comarca de Sayago, y del que se habló al tratar esta sustancia.

El proceso de caolinización in situ de un granito de dos micas ha dejado sin alterar, además del cuarzo, la moscovita. Los productos resultantes de esta alteración mesozoica del leucogranito se han conservado sobre la dovela de un graben, protegidos por sedimentos terciarios. La cubeta que contiene este yacimiento de caolín es de unos 8x1 km, orientada N35-40ºE, y está afectada por fallas menores que delimitan bloques de escala métrica o decamétrica. La potencia aquí de la masa caolinizada es de unos 10 m y la cobertera terciaria protectora varía de 1,5 a 4 m.

La moscovita constituye alrededor del 12% del yacimiento y se obtiene como subproducto en el proceso de beneficio del caolín. Una vez separada la moscovita del resto de los productos, se clasifica en los tamaños en que va a comercializarse: +600µm; -600+250µm y -250µm. Se consume en la elaboración de pinturas y en la preparación de micronizados (SIEMCALSA, 1996).

SÍLICE

Los indicios de esta sustancia son abundantes en el anillo de materiales preterciarios que configuran el contorno de la Cuenca del Duero. Asimismo, sus procedencias son variadas: cuarcitas, areniscas, arenas silíceas, filones de cuarzo, motivo por el cual se ha preferido designar a todo el conjunto con el nombre de Sílice.

Área de Arija (26) Se sitúa en el borde sur del Pantano del Ebro, cerca del límite de Burgos con Santander, en la parte occidental de la Cuenca Vasco-Cantábrica.

Los indicios aquí agrupados pertenecen en su mayoría a la Fm. Arenas de Utrillas (29). En ella predominan las arenas sueltas, blanquecinas o amarillentas, compuestas por granos de cuarzo y feldespato potásico, cemento ferruginoso y matriz sericítica o clorítica. Hacia la parte inferior son frecuentes las intercalaciones de areniscas y niveles de arcillas rojas y versicolores.

288 Sílice

La formación tiene una potencia de unos 240 m y se le asigna una edad Aptiense medio a Cenomaniense basal.

Actualmente no hay ninguna explotación activa en esta unidad, pero sí el proyecto de poner en marcha una cantera ya abierta (indicio 2716) para beneficiar arenas silíceas comercializables para vidrio y fundición.

En esta área existe una de las mayores explotaciones de arenas de sílice de España. La empresa Arenas de Arija, S.A., beneficia un yacimiento de arenas silíceas, perteneciente al aluvial del río La Virgen (indicio 2707), que hoy se encuentra invadido por las aguas del embalse del Ebro. El material se extrae, mediante dragas flotantes, en una superficie de unos 1500x500 m, se envía a la planta de tratamiento y se comercializa, en distintas calidades, para la fabricación de vidrio y como arenas de chorreo. Las fracciones gruesas van para construcción.

Área de Valdecastillo (27) Está situada en el norte de la provincia de León, en la vertiente sur de la Zona Cantábrica. Desde el punto de vista geológico se ubica en la Región de Pliegues y Mantos, en la Unidad de La Sobia-Bodón.

Los indicios de sílice de esta área, así como algunos más dispersos por las hojas 102 y 103, corresponden a las cuarcitas de la Fm. Barrios (7). Litológicamente muy bien definida, está constituida por una masa compacta de ortocuarcitas de tonos blancos o rosados, con algunos tramos de conglomerados locales. En algunos puntos existen intercalaciones pizarrosas de color verde, de reducido espesor. La potencia total de la formación suele mantenerse en esta zona por encima de los 300 m. Recientemente se ha interpretado como depositada por un delta trenzado o de llanura trenzada (Suárez et al., 1994), y está considerada Cámbrico medio-Ordovícico inferior.

En los lugares en que la cuarcita está milonitizada, a causa de la fuerte tectónica presente en toda la región, se localizan los indicios y labores de extracción en canteras que suministran sílice para vidrio.

En la actualidad hay una explotación activa (indicio 2643), en el término municipal de Boñar, donde la empresa Minas de Valdecastillo explota niveles de la mitad superior de esta formación, en una zona muy milonitizada. La cuarcita se extrae mediante explosivos, en una cantera de unos 250x100x60 m, en bancos que oscilan entre los 9 y los 20 m. El material es molido y clasificado sucesivas veces, hasta obtener las granulometrías deseadas. La práctica totalidad del producto final va destinada a la fabricación de vidrio.

Área de Montorio (28) Se sitúa al norte de Burgos, en la vertiente meridional de la Región Vasco-Cantábrica, cerca de la Sierra de Santa Casilda.

Los indicios de sílice corresponden a arenas silíceas de la Fm. Arenas de Utrillas (29). Constituidas fundamentalmente por areniscas y arenas silíceas de color blanco, con algunos bancos de gravas, y matriz caolínica, han sido objeto de explotación en varios puntos, de forma intermitente, por la empresa Arenas

Micas 289

Industriales de Montorio, S. A., disponiendo también de una planta de tratamiento cerca de la

290 Sílice

localidad de Montorio, que alimenta con material procedente de distintas canteras y areneros de la zona. Hoy en día tiene activos los indicios 3173 y 3174, explotando en varios frentes una capa de 20 m de potencia de arenas silíceas.

Área de Vidriales (29) Se sitúa al norte de la provincia de Zamora, en el cuadrante NO de la hoja de Arrabalde (nº 269).

Geológicamente, este entorno se proyecta sobre la cobertera de materiales terciarios y cuaternarios que se apoyan sobre el basamento hercínico, entre los que emergen algunos afloramientos aislados de esquistos, pizarras y cuarcitas pertenecientes a la Serie los Cabos (7).

En estos materiales ordovícicos se hallan emplazados filones hidrotermales de cuarzo de segregación, según determinadas direcciones de fractura.

El cuarzo se presenta masivo y totalmente fracturado, en contacto mecánico con el encajante.

En la actualidad no hay ninguna explotación activa, pero en el pasado se beneficiaron algunos de los filones más importantes en el término de Ayoó de Vidriales (indicios 3619, 3620, 3621), donde alcanzan una potencia de 5 m (Estévez y Arce Duarte, 1981). También en Castrocontrigo (indicio 3616) se extrajeron algunas toneladas de cuarzo para fabricación de carburo de silicio.

Área de Covarrubias (30) Está ubicada en la Sierra del mismo nombre, al este de la provincia de Burgos, en el dominio mesozoico de Cameros.

Los indicios y explotaciones de sílice corresponden a materiales de la Fm. Arenas de Utrillas (29). Litológicamente está integrada por areniscas, arenas, pudingas y arcillas arenosas. Son predominantemente blancas debido a la presencia de caolín en la matriz, aunque también hay bancos vinosos, teñidos de hematites. Es de señalar la presencia de concreciones y costras de hierro.

En la actualidad en la zona hay una sola cantera activa (indicio 3702), que explota unos 25 m de conglomerados y arenas, con arcillas de color blanco. Los cantos son silíceos, redondeados, de tamaño máximo 15 cm. Pertenece a la empresa Castaño y Cía, S. A., propietaria también de la planta de tratamiento, en la que obtienen un producto entre 100µm y 10 mm, ya sea por simple lavado y clasificación ya sea recurriendo a la molienda, que dedican exclusivamente a consumo de la propia empresa, fabricante de productos refractarios.

Área de Pedraza (31) Se sitúa próxima a la localidad segoviana del mismo nombre, en el borde norte del Sistema Central.

Los indicios de labores corresponden a la orla de materiales cretácicos que afloran en esta zona, en concreto a la Fm. Arenas de Utrillas (29). Alonso (1980) describe

Sílice 291

esta formación en un corte cerca del pueblo de El Arenal, no lejos de la explotación activa correspondiente al indicio 4572. En el corte observa, de forma sucinta, un tramo detrítico basal de unos 36 m, coronado por una costra ferruginosa. Sobre él, 37 m de arenas gruesas, heterométricas, localmente conglomeráticas, sobre las que se hallan dolomías y calizas tableadas y recristal izadas.

Estos tramos detríticos son los explotados en las canteras activas hoy en día (indicios 4438 y 4572). Tras lavado y clasificación granulométrica, obtienen arenas para fundición, de chorreo y para vidrio.

Área de Prádena (32) Situada próxima a esta localidad, en el borde norte del Sistema Central, agrupa indicios de sílice correspondientes tanto a materiales de la orla mesozoica como a filones encajados en los ortogneises de Guadarrama.

Los indicios del Mesozoico pertenecen a arenas silíceas de la Fm. Arenas de Segovia (31), formada por arenas predominantemente blancas, limos y arcillas rojas y verdes, y algunos niveles de conglomerados. La litología dominante son las arenas de cuarzo, con algo de feldespato y matriz caolínica. La potencia en esta zona es de unos 12 m (Alonso, 1980).

Ha habido explotaciones en varios puntos, estando ahora activa la del indicio 4573. La empresa Sílices Gilarranz, S. A. beneficia un nivel de unos 20 m de arena del techo de la formación, que trata en sus plantas de Prádena y Arcones. Están equipadas para elaborar una amplia gama de granulometrías, tanto naturales como por molienda, de alta calidad y pureza. Comercializa productos para filtros, chorreo, vidrio, pinturas especiales, fundición, etc.

En cuanto a los indicios correspondientes a diques de cuarzo, no hay ninguna explotación activa. Los filones son relativamente frecuentes en el sector, aparecen de manera dispersa, con potencia inferior a los 5 m y recorridos medios de escasos kilómetros.

Área de Calabor (41) Está situada al oeste de la provincia de Zamora, en el límite con Galicia y Portugal.

En este recinto con indicios de varias sustancias, las pequeñas labores para beneficiar la sílice corresponden a filones de cuarzo de exudación que rellenan fracturas tardihercínicas, o bien a diques aplíticos o pegmatíticos, en los que también el feldespato ha sido objeto de interés. Unos y otros se encuentran intruidos en los materiales metamórficos o en los granitoides de la zona.

Algunos han sido temporalmente explotados; tal es el correspondiente al indicio 3598, en el que filones de cuarzo intruidos en la Serie de Porto (4) fueron beneficiados en los años ochenta. En la actualidad dos canteras que se abrieron están abandonadas.

292 Sílice

Área Borde norte de Guadarrama (42) Con marcada trayectoria NE-SO, bordea el límite norte de la Sierra de Guadarrama, agrupando indicios de varias sustancias.

Por lo que concierne a la sílice, aparecen en ella indicios tanto de cuarzos filonianos como de arenas silíceas pertenecientes a formaciones detríticas del Cretácico inferior de la zona, fundamentalmente Arenas de Segovia (31). En esta formación, descrita con anterioridad, no hay ninguna explotación activa. Lo mismo sucede con los cuarzos filonianos (indicios 4778, 4779) intruidos en los distintos tipos de granitoides y ortogneises. Suelen ser enjambres de filoncillos m étricos, en general inferiores a 4 m, que rellenan fallas tardihercínicas reactivadas en la Orogenia Alpina.

Finalmente, y fuera de todas las áreas reseñadas, se localizan dos explotaciones mineras con muy importantes producciones de arenas de cuarzo, en ambas como subproducto de la separación de feldespato en arenas feldespáticas.

Explotación de Carrascal del Río (indicio 4334) en la provincia de Segovia, por Industrias del Cuarzo, S. A. (INCUSA).

Explotación de Río Pirón (indicio 4430) en Navas de Oro (Segovia), por Compañía Minera de Río Pirón, S. A.

En los dos casos se explotan las arenas feldespáticas eólicas cuaternarias, beneficiando como mineral principal el fesdespato potásico. Al tratar esta sustancia se describió el yacimiento y las características de la formación de arenas arcósicas, por lo que no se repetirán aquí.

La arena de cuarzo queda como subproducto en el complejo sistema de flotación mediante el que se separa del feldespato, muy similar en una y otra explotación. En ambas es de muy elevada pureza (contenidos en SiO2 superiores al 99%) y de fácil clasificación granulométrica, en función de las aplicaciones a que se destine: vidrio, moldeo, chorreo, etc.

SULFATO SÓDICO

La especie mineral conteniendo sulfato sódico presente en la Comunidad es la glauberita. Es en realidad un sulfato doble, de sodio y de calcio (SO 4Na2. SO4Ca), siendo su componente sódica la que tiene interés económico.

La glauberita se ha encontrado, hasta el momento, en una zona concreta de la provincia de Burgos entre las localidades de Belorado y Cerezo del Río Tirón, en el corredor de La Bureba.

Corredor de La Bureba (33) Situado al NE de la Comunidad, en la provincia de Burgos, es una depresión limitada por dos frentes de cabalgamiento, al norte el de los Montes Obarenes -Sierra de Cantabria, y al sur el de las Sierras de La Demanda y Cameros.

Sílice 293

Constituye un pasillo E-O que comunica la Cuenca del Duero con la del Ebro, muy subsidente

294 Sulfato Sódico

durante el Oligoceno y Mioceno, en el que los espesores de terciario continental acumulado alcanzan los 4000 m.

Las mineralizaciones de glauberita se encuentran en sedimentos neógenos de la denominada localmente Facies Cerezo. Se trata de materiales de tonos grises, constituidos fundamentalmente por sulfatos alternando con dolomita, estando también presentes algunos niveles margosos. El conjunto puede llegar a espesores del orden de 200 m.

Su posición estratigráfica ha sido dispar durante mucho tiempo. En el variado abanico de facies de la Cuenca del Ebro-Rioja, detríticas, químicas y mixtas, la posición estratigráfica relativa de cada una ha sido dudosa, dada la controversia existente sobre si se trataba de superposiciones o de cambios laterales de facies.

Así, los yacimientos de glauberita fueron considerados del Mioceno superior; más tarde la Facies Cerezo se ha venido situando en el Mioceno inferior -medio y recientemente Pineda (1996) la ha enlazado cartográficamente con la Facies Villatoro, facies yesífera de la Facies Dueñas del Terciario del Duero, con lo que la Facies Cerezo de La Bureba queda relegada a la primera mitad del Mioceno inferior.

En esta facies Menduiña et al. (1984) diferencian dos tramos, de cara a su potencial minero: uno inferior, que contiene los niveles de glauberita explotables, y otro superior que no presenta la glauberita de manera generalizada.

La mineralización forma parte de una secuencia evaporítica anhidrítico -glauberítica, en la que dichos minerales alternan con niveles de menor grosor dolomicríticos y/o margosos, que a veces reducen su presencia, limitándose a ser material intercristalino, en especial en los ciclos glauberíticos más potentes.

La anhidrita no siempre se presenta como niveles continuos, sino que son muy frecuentes las formas nodulares de diferentes tamaños, desde milimétricos a decimétricos.

Las rocas yesíferas asociadas a la mineralización son yesos secundarios, generados por procesos hipergénicos, siendo su presencia función de la composición mineralógica primaria y de su situación, a lo largo del tiempo, respecto a la superficie topográfica y a los niveles freáticos.

Desde antiguo ha existido una polémica en torno a la génesis de los potentes depósitos salinos de los terciarios interiores de la Península. Estos del Mioceno de La Bureba, evaporíticos, lacustres, son objeto de discrepancias sobre las características de las salmueras de que proceden y la naturaleza y evolución de los medios sedimentarios en que se generaron. Menduiña et al. (1984) opinan que no se trata de una cuenca evaporítica cerrada normal, y que o bien sufrió una alimentación exterior o las evaporitas triásicas han podido alimentarla. Anadón (1990) considera que estos depósitos se originaron en un sistema lacustre evaporítico, sometido a frecuentes expansiones y retracciones con respecto a una zona interna, y con áreas marginales de extensión fluctuante de tipo sebkha-llanura lutítica. Las secuencias con glauberita corresponden probablemente a depósitos de las zonas internas, bajo lámina de agua más estable.

Este yacimiento de glauberita, considerado uno de los más grandes del mundo de este mineral, es objeto actualmente de dos explotaciones, por compañías diferentes.

Sulfato Sódico 295

La explotación de Cerezo del Río Tirón (indicio 4313), perteneciente a Criaderos Minerales y Derivados, S.A. (CRIMIDESA), se inició a finales de los años cincuenta.

Ha sido la base para los estudios y publicaciones de los años ochenta, y Menduiña (1984) dice que se explota un paquete de unos 50 m de espesor de glauberita, en capas de 4 a 8 m de potencia. El corte en Cerezo del Río Tirón dado por Ordóñez et al. (1982) es el siguiente:

Techo: Caliza micrítica

2 m de glauberita (Capa A)

6 m de lutitas arcillosas y yeso

8 m de glauberita (Capa B)

25-30 m de lutitas arcillosas y anhidrita alternando con niveles anhidrít icos

4 m de glauberita (Capa C)

8-10 m de lutitas arcillosas y anhidrita

2 m de glauberita (Capa D)

Muro

El nivel explotado es la Capa B, con un contenido medio en SO 4Na2 del orden del 40%.

La explotación de Santa Marta (indicio 3412), en el municipio de Belorado, pertenece a la empresa Minera de Santa Marta, S.A., y su apertura es de 1987.

La glauberita está en capas de espesor métrico que alternan con arcillas, yeso y anhidrita, formando una serie que supera los 60 m. Las tres capas explotadas se encuentran a una profundidad de unos 35 m. La superior de 3 m de espesor y un 40% de contenido en SO4Na2; la intermedia de 2,5 m y riqueza del 30% y la inferior de unos 8 m y contenido en SO4Na2 del 32% (Vázquez Guzmán, 1996). Los niveles de glauberita explotados aquí se sitúan, según Salvany y Ortí (1990a), estratigráficamente algo más altos que los que se benefician en la explotación de Cerezo de Río Tirón.

TALCO

Los yacimientos e indicios de talco en la Comunidad se localizan en la provincia de León y en concreto en el término municipal de Puebla de Lillo, al norte de dicha provincia, muy cerca de Asturias.

Área de Puebla de Lillo (34) En plena Cordillera Cantábrica, la zona se emplaza geológicamente entre la parte SE de la Cuenca Carbonífera Central y la región del Manto de Ponga. Es un área reducida, alargada en dirección E-O, en la que el talco aparece siempre asociado a grandes accidentes tectónicos.

Por un lado, al gran cabalgamiento sinesquistoso de la fase 2 que superpone la Cuarcita de Barrios (7), ordovícica, al Carbonífero inferior, principalmente carbonatado, y cuyo plano está verticalizado y retrovertido por la fase 3. Por otro, a

296 Talco

las grandes fallas tardías de desgarre sinestrales de dirección E-O (fallas de Cofiñal y Pinares de Lillo) y a otras menores asociadas (IGME, 1982).

De forma general, pues, el talco se encuentra en los contactos generados por estos accidentes entre las Series carbonatadas carboníferas (13 del Mapa 1), ya sea la Caliza de Montaña ya la Fm. Alba, y los materiales silíceos de la Fm. Barrios (7). Por este motivo, los talcos de Puebla de Lillo se consideran pertenecientes al tipo de “mineralizaciones asociadas con rocas carbonatadas”.

Visto más de cerca, a escala de yacimiento, el talco se desarrolla a ambos lados de los contactos entre rocas silíceas y rocas magnesianas. Las zonas talquitizadas son irregulares, dada la complejidad de la tectónica y el carácter irregular de la dolomitización.

El estudio de estos yacimientos de talco fue el objeto de la tesis de Hardy (1980), donde puede encontrarse información detallada tanto de las zonas que estaban en aquel tiempo en explotación como de las que lo están actua lmente.

Los yacimientos hoy beneficiados son los más importantes de España por su producción y calidad.

Se localizan en el paraje denominado la Respina, sustentando dos explotaciones: una perteneciente a Ibérica de Talcos, S.A. (indicio 2508) y otra a Sociedad Española de Talcos, SA (indicio 2509).

La Respina se encuentra en una semicubeta sinclinal muy compleja, de dirección NNO-SSE, atravesada por la falla de Cofiñal (de dirección E-O). La tectónica es muy fuerte en esta zona, en la que la Caliza de Montaña ocupa el núcleo, rodeada por la Fm. Alba y la cuarcita de Barrios.

Las mineralizaciones de talco se localizan en dos zonas distintas. En el interior del sinclinal el talco se presenta bajo la forma de un filón discontinuo, de unos 50 m de espesor, orientado N130º, relacionado principalmente con las dolomías generadas en la Caliza de Montaña. En la periferia del sinclinal está unido de forma esporádica a las cuarcitas, las ftanitas pelíticas y a la caliza griotte dolomitizada.

El talco se concentra a lo largo del plano de cabalgamiento que separa la cuarcita de los materiales carboníferos, afectando el reemplazamiento tanto a las cuarcitas como a las calizas y ftanitas del Viseense. También se observan rellenos y reemplazamientos de la Caliza de Montaña a favor de fracturas NNO alejadas del plano de cabalgamiento. El talco de mayor calidad, que puede llegar a formar filones de hasta 30-40 m de potencia, se localiza asociado a estas calizas de Montaña.

La mineralogía detallada de estos yacimientos ya había sido estudiada por Galán y Rodas, (1973), con anterioridad a la tesis citada.

En este yacimiento de La Respina, la explotación perteneciente a Ibérica de Talcos, SA (indicio 2508) correspondería a las canteras de esta compañía descritas por Hardy (1980) situadas en la periferia del sinclinal, en los niveles de la Fm. Alba. La talquización está poco marcada y se concentra esencialmente en las zonas más tectonizadas. En los últimos años se está explotando a cielo abierto un nivel de unos 30 m de potencia, con talco blanco, verde, gris, negro y rosado, acompañado por un estéril (15%) de dolomías y cuarzo.

Talco 297

Esta compañía tiene su planta de tratamiento en Boñar, a donde transporta el material en bloques, tal salen del arranque en cantera, y prepara cinco calidades distintas de talco.

La explotación perteneciente a Sociedad Española de Talcos, SA (indicio 2509) correspondería a la descrita por Hardy (1980) como canteras sur, y situadas en la talquización asociada al filón central afectando a la caliza de Montaña, en el centro del sinclinal, donde las capas son subverticales. En los últimos años se explota en cantera un nivel de unos 40 m de potencia, en varios bancos de 4 m de altura. El material bruto se transporta a la planta de Boñar, donde se preparan distintos tipos de talco.

Hacia el este de La Respina Sociedad Española de Talcos, SA tiene otra explotación (indicio 2510), de interior y con actividad ocasional. Se trata de la Mina San Andrés, que cuenta con cuatro grupos de labores: tres en el denominado “El Puente” y uno en “Niales”. Corresponde a la explotación activa existente en 1980 y descrita por Hardy como La Mina, en la que las galerías transversales cortan el cabalgamiento orientado E-O que pone en contacto la base de las cuarcitas ordovícicas al sur con las dolomías epigenéticas procedentes de la Caliza de Montaña al norte, y a ras del cual se concentra el talco en un nivel discontinuo, pero de decenas de metros.

Según Rodas González y Luque del Villar (1992) el talco de El Puente se encuentra reemplazando a la Caliza de Montaña y en menor proporción a las cuarcitas, a ambos lados de la falla. La mineralización sigue fracturas paralelas al plano principal del cabalgamiento. El talco gris que aparece sobre la cuarcita llega a tener una potencia de unos 50 m. Cuando el talco se encuentra reemplazando a la Caliza de Montaña se superpone a zonas previamente dolomitizadas, y aunque su geometría es más irregular es importante en volumen.

Por dificultades en la extracción esta explotación se ha cerrado, pero su producción histórica ha sido importante, así como las reservas que se le atribuyen.

Otros afloramientos de talco se sitúan en el paraje denominado El Cabano (indicio 2511). El talco aparece con las pizarras carboníferas muy laminadas como muro, y como techo las calizas de Montaña dolomitizadas, en las que el carácter dolomítico disminuye con el alejamiento de la talquización.

Otro paraje próximo con indicios, Cofiñal (indicio 2512), presenta el talco en el contacto entre la Caliza de Montaña y la Fm. Alba.

Todos estos yacimientos e indicios pertenecen a un mismo grupo. En ellos la masa mineralizada está representada por la pseudomorfosis de rocas inicialmente silíceas o magnesianas; en las primeras el cuarzo es reemplazado por el talco, y en las segundas pseudomorfiza esencialmente a la dolomita.

La génesis de yacimientos de este tipo ha sido interpretada tradicionalmente según dos vías diferentes: a) Como resultado de un metasomatismo silíceo de dolomías preexistentes, y b) Como resultado de un metasomatismo magnesiano.

En el caso de Puebla de Lillo, según Hardy et al. (1980), la formación del talco no parece deberse a ninguno de los mecanismos precedentes. En estos yacimientos, en los que coexistían las rocas silíceas y las magnesianas antes de la talquización, el talco parece haberse formado por migración simultánea, y en sentido opuesto, de sílice y de magnesio, migración que ha podido efectuarse por difusión en las soluciones intersticiales. La talquización, tanto en las dolomías como en las

298 Talco

cuarcitas, progresa a favor de las zonas más porosas, en particular las diaclasas y los planos de estratificación.

Fuera del entorno de Puebla de Lillo-Cofiñal, sólo se han localizado indicios de talco-esteatita en el municipio de Boca de Huérgano (indicio 2521), hoja nº 81 del

Talco 299

MTN E. 1:50.000, en el contacto de una intrusión granítica con los materiales de la Fm. Lechada, del Carbonífero superior.

TURBA

No llegan a la veintena los indicios de turba en la Comunidad, agrupados buena parte de ellos en zonas concretas, fuera de las que quedan algunos dispersos. Las explotaciones activas son de pequeña entidad, localizadas en la provincia de Burgos, con producciones todas ellas dedicadas a la hort icultura y jardinería.

Área de Santa Gadea (35) Está situada en la provincia de Burgos, ya muy cerca del límite de la Comunidad con Cantabria, en las proximidades del Embalse del Ebro, en la parte occidental de la Cordillera Cantábrica.

Geológicamente, la zona se emplaza en el flanco sur del Sinclinal de Santa Gadea, donde las facies de areniscas arcillas y limos del Albiense-Cenomaniense soportan, en algunos puntos, el desarrollo de turberas cuaternarias. Son generalmente fondos de valle, con desarrollo de capas de turba de entre uno y dos metros de espesor, con disposición horizontal y escaso recubrimiento, lo que permite su beneficio.

En Valle de Valdebezana se localizan varias explotaciones (indicios 2710, 2712, 2713) a cielo abierto, en las que, mediante retroexcavadora, se va retirando el recubrimiento por parcelas de unos 200 x 200 m, dejando al descubierto la superficie de la turba. A medida que se orea y pierde humedad se retira metro, metro y medio de capa superficial, dejando una nueva al aire.

Hacia el norte de esta zona, ya en la hoja de Espinosa de Los Monteros (nº 84 del MTN. E. 1:50.000), también sobre formaciones cretácicas, hay pequeñas turberas con niveles de 1 a 1,5 m de turba, horizontales y cerca de la superficie. En el Valle del río Nela, en los materiales Wealdenses se desarrolla una capa de turba de alrededor de 1-1,5 m de espesor (indicio 2525) explotada hasta 1995. En esta misma hoja, en el indicio 2522, se explotó una capa hasta el año 1996 y se cita la existencia de pequeñas turberas en el nacimiento del río Engaña, poco potentes y de difícil acceso (Del Olmo et al., 1978).

Área de Basconcillos (36) Esta zona se localiza en el noroeste de la provincia de Burgos, en el borde sur -occidental de la Región Vasco-Cantábrica.

Los indicios de turba aparecen en las cercanías de las localidades de Basconcillos del Tozo, Villanueva de Puerta y La Piedra. En todos los casos se trata de turberas recientes, sobre materiales de facies Weald, en zonas de fondo de valle, desarrolladas merced a la instalación en ellas de zonas pantanosas en las que se generaron capas de turba de escasa potencia.

300 Turba

En Basconcillos del Tozo, en el fondo del Valle del río Hurón (indicio 2927), se explota una capa de turba negra que alcanza un espesor de 1 a 1,5 m, entre las

Turba 301

arenas y margas wealdenses. La empresa Pindstrup Mosebrug, S.A.E., titular de todas las concesiones de esta zona, explota el yacimiento en parcelas de unos 120 x 60 m en las que, al aire, la turba se orea y pierde una parte de su humedad inicial (66%); posteriormente se extrae y transporta a la planta situada en Sotopalacios, para su tratamiento y envasado.

De menor potencia son las capas de turba presentes en otros puntos. En el fondo de la depresión recorrida por el Arroyo del Monte, en Villanueva (indicio 3165), su espesor oscila entre los 40 y 70 cm. En la depresión del Arroyo Urbel, a las afueras de la localidad de La Piedra (indicio 3170), la capa de turba se mantiene en torno a los 70 cm. En ambos casos se trata de turba negra, desarrollada sobre arenas silíceas de facies Weald. Pindstrup Mosebrug, S.A.E. explotó estos dos indicios, por el mismo sistema de parcelas con canales de drenaje y oreado. Actua lmente están inactivos.

Área de Sanabria (37) Está situada en el extremo noroeste de la provincia de Zamora, en los alrededores del Lago de Sanabria.

Los indicios de turba se localizan en el término municipal de Galende, en depósitos cuaternarios fluviolacustres y fluvioglaciares. Entre las arcillas y limos con algunas arenas de cuarzo que rellenan las cubetas y depresiones detrás o al lado de las morrenas, o entre éstas, abundan los restos vegetales, en muchos casos transformados o en curso de transformación en turba (Martínez García et al., 1981).

Así, al sur de Vigo (indicio 3611) se explotó una capa de turba de unos 3 m de potencia, en una labor superficial de unos 100x50x5 m, hoy inactiva. Igualmente se conoce la presencia de turberas al sur del Lago de Sanabria y norte de Peñaquemada (indicio 3607). En La Envidiada se realizaron calicatas cortando una capa de turba de 2 a 2,5 m de potencia. No lejos de este lugar, (en el indicio 3609) el IGME cubicó una turbera de 2 ha de superficie y potencia superior a los 5 m (JCL 8, 1986).

Fuera de los entornos descritos quedan escasos indicios dispersos, de los que sólo merece citarse el 3818 situado en el extremo más occidental de la provincia de Palencia, en el término municipal de Espinosa del Cerrato, al límite con Burgos. La empresa Yacimientos y Criaderos, S.A. (YACRISA) tiene un proyecto para poner en marcha una enorme explotación de turba, que afectaría administrativamente también a la provincia de Burgos.

YESO

Hay grandes extensiones de afloramientos yesíferos en la Comunidad, sobre todo en las laderas de los páramos de las provincias de Valladolid y Palencia; también en la de Burgos, en la comarca de La Bureba. No obstante, los yacimientos explotados e indicios con labores mineras se agrupan en tres entornos, dos de

302 Turba

ellos localizados en la parte central de la Cuenca del Duero y otro en el Corredor de La Bureba.

Yeso 303

Corredor de La Bureba (38) La mayor producción de yeso dentro de la Comunidad se sitúa en la zona de Briviesca-Belorado, en la provincia de Burgos.

Los yacimientos de yesos de esta zona, corredor relleno de materiales terciarios entre la Cuenca del Duero y la del Ebro, son muy distintos a los que se describirán después en las provincias de Valladolid y Palencia. Son acumulaciones de sedimentos yesíferos, sin apenas intercalaciones, que alcanzan una potencia vista de 100-150 m. Constituyen, topográficamente, una sucesión de cerros y lomas seccionados por los valles de arroyos y ríos como Tirón, Oca, Vallarta y Arto.

Geológicamente pertenecen al Mioceno inferior, en facies conocida en la cuenca de La Bureba como Facies Cerezo, equivalente lateral de la parte inferior de la F acies Dueñas de la Cuenca del Duero (Pineda, 1996).

Los yesos de Cerezo están constituidos por una alternancia de tramos yesíferos, que presentan pocas intercalaciones de lutitas grises y tramos lutítico-margosos con intercalaciones de yeso. La potencia de esta unidad sobrepasa los 200 m.

Las litofacies de yeso, según Anadón (1990) corresponden a distintas variedades tanto de yeso primario como secundario. El primario es más abundante en la parte alta de la unidad y el autor reconoce en él cuatro tipos principales. Alternan estas litofacies con niveles de yeso secundario, alabastrino, ya sea de aspecto masivo, nodular o bien laminado-nodular.

Algunos tramos de yeso son objeto de explotación en los escarpes de los valles, donde aparecen los frentes naturales más propicios, especialmente el escarpe de la margen derecha del río Oca, entre Villalómez y Alcocero de Mola. La calidad de estos yesos es muy superior a los de la Cuenca del Duero, pudiendo estimarse el contenido en SO4Ca.2H2O del orden del 80%; con preselección de bancos pueden llegar hasta el 95%.

Hay dos importantes explotaciones, las mayores de la Comunidad, en el municipio de Valle de Oca. Una en Villalómez (indicio 3411), perteneciente a la empresa Yesos Albi, S.A., activa desde los años 60. Realiza el arranque a cielo abie rto, mediante explosivos, en una cantera de dimensiones aproximadas de 400x100x40 m. Explota una capa de yeso de 60 m de potencia con un contenido en SO4Ca.2H2O del 85%. El material extraído es calcinado en la planta próxima a la cantera.

Según Salvany y Ortí (1990b) esta cantera está abierta en una zona relativamente periférica de la Unidad Yesos de Cerezo, mostrando la alternancia en forma cíclica de facies laminadas y masivo-nodulares. Las capas nodulares son de yeso secundario alabastrino muy puro, mientras que las laminares, más impurificadas por arcillas y carbonatos, presentan ocasionalmente yeso primario, así como nódulos de yeso alabastrino interestratificados que forman la lam inación.

El yeso primario laminado tiene un gran abanico de formas de presentación: en lentículas agrupadas en rosetas o individualmente, en cristales prismáticos milimétricos o centimétricos dispuestos en empalizada, como gipsarenitas, etc. En algunos casos la laminación primaria está transformada en yeso secundario alabastrino, sin que puedan reconocerse las texturas orig inales.

304 Yeso

La otra explotación activa es la de Cueva Cardiel (indicio 3408), perteneciente a la empresa AMINSA. Beneficia una capa de yeso de 20 a 30 m de potencia y contenido medio en SO4Ca.2H2O del 90%. La extracción se realiza a cielo abierto, con explosivos, en una cantera de unos 200x20x20 m. Dispone de planta de machaqueo, clasificación y molienda del material bruto, que va destinado a fábricas de yeso.

CUENCA DEL DUERO

En la Cuenca del Duero se han definido dos entornos. El más septentrional, Torquemada (39), situado en las proximidades de la ciudad de Palencia, se extiende desde Astudillo hasta Dueñas, por la margen derecha del Pisuerga, y por la izquierda en la Comarca del Cerrato. El entorno más meridional, Portillo (40), al SE de Valladolid, está localizado en la margen izquierda del río Duero, desde Quintanilla a Tudela, alcanzando por el sur hasta Cuéllar e Iscar, ya en la provincia de Segovia.

Los yesos explotados o explotables de la Cuenca del Duero pertenecen, geológicamente, a depósitos continentales del Mioceno inferior, a las denominadas “Facies Cuestas”.

En el estudio realizado por la Junta de Castilla y León (1991) sobre la minería del yeso en las provincias de Valladolid y Palencia se dice que el nivel de yesos explotable (perteneciente a la facies margoyesífera del Mioceno) se sitúa próximo a las calizas de los páramos (unos 10 m por debajo) y recorre bajo éstos, de forma horizontal, los escarpes de los valles del área central de la Cuenca del Duero. La potencia media del nivel explotado es escasa (3-5 m) no sobrepasando nunca 8-10 m. Describe el tramo aprovechado como constituido por delgados niveles de margas o arcillas claras con cristales de yeso espejuelo, margas con diminutos cristales de yeso y algunos bancos de yeso sacaroideo. El contenido en yeso del paquete, considerado en conjunto, no sobrepasa en ningún caso el 60%.

Área de Torquemada (39) El conjunto yesífero explotado está formado por niveles arcillosos de tonos claros grisáceos y verdosos, con yeso asociado que se presenta en forma de pequeños cristales transparentes o pardos, o como yeso espejuelo en cristales de grandes dimensiones formando vistosas maclas en punta de lanza. No se puede hablar, pues, de grandes bancos yesíferos, sino de niveles arcillosos con cierto contenido en yeso. El nivel explotable no es superior a 6-8 m. Las leyes medias oscilan alrededor del 55-60% en yeso, no apreciándose contenidos en anhidrita.

La zona está dividida por el río Pisuerga en dos sectores diferenciados: el del norte, donde están las explotaciones activas de Valdeolmillos y Villamediana, y el sector sur del río.

La sedimentación de toda la zona ha sido estudiada en detalle por Mediavilla y Dabrio (1988): en el sector norte en base a la serie levantada en Valdeolmillos y en el sector sur apoyándose en las de Tariego y de Hornillos. Diferencian en la tradicional “Facies Cuestas” dos unidades: la 2 y la 3. Las facies yesíferas aparecen en ambas unidades.

Yeso 305

En la unidad 2 las interpretan como depósitos de lagos salinos. En las áreas centrales los yesos seleníticos corresponderían a momentos de retracción. En los arcos marginales los depósitos yesíferos son propios de llanuras fangosas y pueden haber sido retrabajados; en este caso el yeso es transportado cierta distancia y puede acumularse formando barras de 30 a 70 cm de altura en zonas someras afectadas por el oleaje del lago. Ejemplos de estos depósitos se encuentran en la serie de Valdeolmillos.

En la unidad 3 los sedimentos yesíferos explotables pertenecen al primer ciclo que diferencian e interpretan como de llanura fangosa, retrabajados y transportados a lo largo de canales los de la serie de Hornillos, mientras que los de Valdeolmillos los consideran lóbulos turbidíticos formados en favor de paleocorrientes sinsedimentarias, alimentados por materiales redepositados procedentes de las llanuras fangosas salinas, donde se formaban margas dolomíticas yesíferas y dolomías marginales.

Los yacimientos explotados actualmente son los de la zona norte del Pisuerga, concretamente en Valdeolmillos (indicio 3679) y en Villamediana (indicio 3681). En ambos la extracción es subterránea, por el método de cámaras y pilares. Pertenecen a la misma empresa que trata y elabora los productos comerciales en su planta de Villamediana, alimentada por ambos yacimientos. Preparan yesos para construcción y otros usos industriales, pero se trata de producciones modestas.

Área de Portillo (40) El tramo yesífero está constituido por margas, arcillas y yesos del Astaraciense, con tonalidades grisáceas claras, dominando los fangos salinos con gran contenido en yeso diagenético. Aproximadamente a techo del conjunto existe un continuado nivel de yeseras que ha sido objeto de explotación (Muñoz del Real et al., 1995).

El yeso existente en la serie es de dos tipos. Por un lado grandes cristales en punta de flecha que se asocian para dar rosetas, de claro origen diagenético. Por otro, niveles centimétricos de yeso microcristalino con microdolomía intersticial, cuyo origen fuera en principio detrítico y posteriormente haya sufrido un proceso de recristalización durante la diagenésis. Recibe en la zona el nombre de algez.

Las secuencias observadas corresponden a ciclos formados en lagos salinos, con un tramo inferior de fango salino, al que siguen fangos con yeso diagenético abundante, culminando con niveles de costras dolomíticas.

Los análisis mineralógicos realizados en muestras de este conjunto revelan que está compuesto por 75% de yeso, 5% de dolomita, 15% de illita y menos del 5% de caolinita (Muñoz del Real et al., 1995).

En el estudio sedimentológico detallado de la zona realizado por Armenteros (1991), los yesos objeto de interés pertenecen a la Unidad 3 de dicho autor (margoyesífera-Facies Cuestas) y paleogeográficamente a un dominio lacustre de centro de cuenca, en donde alternaron en el tiempo una sedimentación margoso -carbonatada somera y otra de carácter evaporítico. Esta última se desarrollaría en un medio de dry mud flat que, hacia el centro, pasaría a saline mud flat, con depocentros lacustres efímeros (tipo playa-lake).

En Portillo (indicio 4309) se ubica la única explotación activa de esta zona, en canteras a cielo abierto; en épocas pasadas hubo labores de interior, actualmente

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abandonadas. La empresa explotadora ha tenido activas en el pasado otras canteras en puntos cercanos, de las que se han extraído miles de toneladas de yeso. El tratamiento y elaboración del material lo realizan en la planta de Arrabal del Portillo, siendo su producción actual modesta.

En esta misma zona, entre Quintanilla de Onésimo y Cogeces del Monte existen varias canteras de grandes dimensiones (indicios 4164 y 4165) inactivas en los últimos años a causa de la caída del mercado. Abastecían la planta de Quintanilla, que sigue trabajando con existencias acumuladas, y está previsto reanudar su explotación en el verano de 1997.

Fuera de estas áreas geográficas y de los contextos geológicos en ellas descritos, hay puntos en los que se han realizado labores mineras, entre los que merece reseñarse la explotación habida en Aguilar de Campoo (indicio 2909), al NE de la provincia de Palencia. Mediante minería subterránea se beneficiaban yesos del Keuper (21) destinados a la fabricación de cementos. La actividad cesó en 1993 por hundimientos en la mina.

OTROS

Se recogen en esta clase todas aquellas sustancias de las que se tienen registrados indicios en la Comunidad, cuya menor entidad cuantitativa y cualitativa desaconseja el establecimiento de una clase independiente. Se pasará revista a cada una de ellas de manera breve, particularmente si carecen de potencial interés económico.

Alunita El yacimiento de la zona de Riaza (Segovia) presenta la alunita en masas irregulares y en bolsadas, que no llegan a formar una capa, sobre las pizarras sericítico-grafitosas del Silúrico, y bajo los materiales detríticos del Terciario. Es normal encontrarla junto con masas de óxidos e hidróxidos de hierro, también irregulares. La asociación mineralógica común a toda la zona está constituida por alunita, con cantidades variables de illita, cuarzo y caolinita. En cuanto a la génesis de este yacimiento, es considerado producto de la alteración de las pizarras en medio muy ácido (Caballero et al., 1974) y calificado como epigenético de formación reciente por Cañada (1974), estimando que las soluciones ácidas proceden de la alteración de las piritas de las pizarras silúricas.

En la localidad de Negredo (indicio 4454) se realizaron labores de desmonte considerables, y se habló de millones de toneladas de reservas, pero los autores citados dudan de su realismo, dadas las características genéticas del yacimiento.

Otros 307

Azufre Existe un solo indicio en el municipio de Peñalba de Santiago (León), de cuya existencia no se tiene ningún dato documental. La información que sirvió para

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construir su ficha en JCL 9 (1986) es exclusivamente oral. Se dice que «unos 70 años atrás hay noticias en el pueblo de la existencia de azufre en el paraje “Los Corralones”».Se ubica el indicio geológicamente en cuarcitas y pizarras del Ordovícico, cayendo proyectado en el Mapa 1 en la Fm. Casaio (9). Esta formación constituye la parte superior de las Pizarras de Luarca, integrada por filitas y esquistos negros y grises que contienen piritas.

Bauxita Su presencia se circunscribe a la zona de Portilla de Luna (norte de León). Las bauxitas aparecen sobre materiales devónicos del flanco SO del sinclinal de Alba, en una zona de fractura que afecta a unos crestones de rocas carbonáticas. El yacimiento estaría situado sobre la Fm. La Vid (12) (indicio 2802) o sobre la Fm. Huergas (indicios 2805 y 2807) y las calizas superiores pertenecen a la Fm. Santa Lucía (12).

Se le han atribuido unos 250 m de longitud y un espesor de 0,8 a 1 m. La bauxita tiene un aspecto deleznable, con color blanco y muy poco denso. Su composición ya fue estudiada por Closas y Font Altaba (1960), encontrando gibsita del 54 al 58% y haloisita del 32 al 38%; hay además pequeñas cantidades de caolinita y algo de cuarzo. Desde esa fecha las bauxitas de Portilla de Luna han sido objeto de varios estudios, en los que se ha discutido su génesis y la tipología del yacimiento. Hoy día los trabajos más recientes ponen de manifiesto el acuerdo de los autores en considerarlas debidas a procesos de alteración kárstica (Ordoñez, 1992).

Bentonita Se tiene un único indicio situado en el lago de Carucedo (León). Procede del inventario realizado por JCL 9 (1986) donde se dice «que yace horizontal, sobre caliza de Vegadeo, alternando con otro tipo de arcillas y limos». “Según información oral se extraía del fondo del lago artesanalmente, mediante cubos, desde barcas ancladas en medio del lago. Se sacaba el material y se vendía a una empresa de Madrid”.

En el periodo de 1957 a 1961 parece ser que ENADIMSA realizó 29 sondeos de 7 a 15 m de longitud, bajo una lámina de agua de 7-8 m.

En 1979 Santos et al., publican el estudio de los depósitos del lago, mediante el análisis de muestras correspondientes a 16 sondeos mecánicos. En él no hay ninguna referencia a la existencia de bontonita, si bien es cierto que no estudian la composición mineralógica de los materiales existentes.

Fluorita Los indicios conocidos se relegan a la provincia de León, en la hoja nº 80 Burón, en la vertiente sur cantábrica. Geológicamente se ubican en la Unidad del Pisuerga -Carrión, en la Región de Pliegues y Mantos.

La fluorita aparece en venas, bolsones o diseminada, acompañada de barita, cuarzo, dolomita y calcita, asociada a fracturas subverticales fundamentalmente en rocas carbonatadas de la Caliza de Montaña (13). En concreto, los indicios de

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Oseja de Sajambre (2516 Mina Americana y 2518) en la Fm. Barcaliente. En el caso del indicio de Burón (2517) es un nivel olistolítico de esta formación incluido en el Grupo Maraña.

Los niveles carbonatados mineralizados se asocian a zonas fuertemente mecanizadas, próximas a fracturas importantes. La mineralización reemplaza a la roca calcárea encajante, rellena zonas de brechificación y cavidades.

Estas mineralizaciones han precipitado a partir de soluciones hidrotermales de baja temperatura (90 a 140º C) y en condiciones subsuperficiales de presión (Heredia et al., 1991).

Respecto a su edad, aunque el encajante es Namuriense, teniendo en cuenta las sucesiones paragenéticas regionales, la mineralización debe ser muy posterior.

Fosfatos El indicio recogido (4235) se sitúa en la provincia de Soria, al sur de la hoja nº 380 Deza, ya en el límite este de la Comunidad. Se trata de concreciones de nódulos fosfatados incluidos en los niveles arenosos ordovícicos de la Fm. Balconchán, englobada en S. Ibérica (7) del Mapa 1.

Esa formación está constituida, en conjunto, por dos tramos cuarcíticos separados por un tramo pizarroso. En ella está el tránsito Cámbrico-Ordovícico. En muchos puntos de la región al techo de esta formación aparecen conglomerados, a los que se hacen equivaler los nódulos de fosfatos del indicio citado. Podrían interpretarse, según Navarro (1991), como un parón en la sedimentación, que coincidiría con el límite establecido por fauna entre el Cámbrico y el Ordovícico.

En la vertiente sur de la Cordillera Cantábrica, en la zona de La Robla -Cistierna, el IGME realizó en 1980 una investigación sobre la presencia de sustancias fosfatadas, estudiando fundamentalmente la Fm. Vegamián. En los afloramientos de la Escama de Gayo (en la Unidad de Sabia-Bodón) se observa un enriquecimiento a muro de dicha formación, donde, en un tramo de alrededor de 1 m de potencia, se alcanzan contenidos del 3,6% de P2O5. En los afloramientos del Sinclinal de Alba, el enriquecimiento se produce en el contacto de Vegamián con la caliza griotte, en un tramo de unos 40 cm de espesor y con contenido en P2O5 entre el 2 y el 4,7%.

También se conoce la existencia de fosfatos en el Complejo Esquisto -Grauváquico de la provincia de Salamanca. Rodríguez Alonso (1985) estudia el CEG en Las Hurdes y Sierra de Gata y cita la presencia de fosfatos en la Unidad superior. Bascones Alvira y Rodríguez Alonso (1990), al describir las facies observadas en el CEG aflorante en la hoja de Serradilla del Arroyo, hacen referencia a nódulos silíceos y fosfatados aislados en las facies de pelitas negras carbonosas. En la columna que levantan en Rivera de Serradilla reflejan la existencia de nódulos fosfatados en la que denominan Serie inferior del CEG. Asimismo Díez Balda (1986), en la zona de Salamanca-Peña de Francia, cita concreciones fosfatadas en un nivel de conglomerados en el corte del Arroyo de la Fuente de la Porra, y alude a la presencia de fosfatos en un tramo de 160 m de pizarras grises y negras bandeadas, en la columna levantada de Frades de la Sierra a Endrinal; corte y columna son representativos de la Fm. Aldeatejada. Minas de Almadén, S.A. ha realizado intensas campañas de prospección en fosfatos en las reservas hespéricas, consultables en el fondo documental del ITGE.

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Grafito Los indicios más importantes y mejor conocidos de la Comunidad se localizan en la Sierra de Ayllón (Segovia) en la parte oriental del Sistema Central. Las áreas mineralizadas están asociadas a pizarras y cuarcitas silúricas del Sinclinal de Serracín (indicio 4452).

Las pizarras grafitosas representan el tramo basal de las Pizarras de Cañamares, tramo que alcanza unos 20 m de potencia. Estas pizarras carbonosas están compuestas por cuarzo, plagioclasa, material carbonoso grafitizado, mica y cantidades menores de apatito y pirita. El grafito puede llegar a constituir hasta el 30% del total de la roca, ya sea en forma de finos entramados junto a l cuarzo y las micas, ya sea en forma de nódulos de tamaño variable (Luque del Villar et al., 1992). La cristalinidad del grafito es baja y decreciente de muro a techo dentro del nivel. La presencia de abundantes restos de organismos hace pensar en una fuente biogénica para esta acumulación de materia carbonosa. El bajo grado de metamorfismo sufrido por estos materiales explica la baja cristalinidad del grafito. Del estudio detallado de la grafit ización de la materia orgánica, de las formas cristalinas y del índice de cristalinidad de las micas Barrenechea et al. (1992) concluyen que estos materiales sufrieron un metamorfismo en la zona de la clorita, en unas condiciones de temperatura de unos 300 ± 20º C y 1,5 a 2 kb de presión.

Halita Los indicios de esta sal se localizan en la provincia de Burgos la mayoría, y alguno más en la de Soria. En todos los casos están relacionados con los materiales del Keuper (21) correspondientes a la parte más meridional de la Región Vasco-Cantábrica o de la Cordillera Ibérica. Se trata de surgencias naturales o de extracciones mediante pozos de aguas enriquecidas en sales por contacto con las formaciones triásicas.

Existen algunas explotaciones activas (indicios 2737 y 3186), pertenecientes ambas a Salinera La Noria, S.A., y otras han estado activas durante siglos (indicio 4580). El proceso de obtención de la halita es siempre el mismo; el agua salada, con una concentración que suele oscilar de 20 a 23º Baume, se deja evaporar en balsas en la temporada de verano, precipitando la halita.

Minerales de Litio Los indicios de litio de interés se localizan en la parte más occidental de la provincia de Salamanca, concretamente en la zona de La Fregeneda y en el entorno de La Barquilla, como lo puso de manifiesto el estudio realizado por JCL (1985).

Los minerales de litio se encuentran siempre en rocas pegmatíticas emplazadas en el Complejo Esquisto-Grauváquico, particularmente en las pegmatitas complejas y con gran desarrollo de zonaciones.

En el área de La Fregeneda, y en relación con el granito de Lumbrales, encajado en los metasedimentos se encuentra un denso haz de filones pegmatíticos, con dirección variable entre N170º y N10ºE, con fuerte buzamiento próximo a la vertical. Su espesor máximo es del orden de 15 m, aunque en general no superan

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los 3 m. Suelen presentar un bandeado rítmico característico, materializado por la alternancia de bandas ricas en mica de litio y cuarzo, y bandas ricas en plagioclasa y feldespato potásico.

Los principales minerales de litio encontrados son la espodumena y la lepidolita; también aparece ambligonita. Estos minerales, al igual que todo el contexto pegmatítico, han sido estudiados en detalle por Roda Robles (1993). En cuanto al contenido en litio, los valores medios estimados en varias pegmatitas del área oscilan entre 0,35 y 1,25% (Locutura, 1992).

En la zona de La Barquilla, al NO de Ciudad Rodrigo, ya cerca de Portugal, los materiales metamórficos del Complejo Esquisto-Grauváquico están atravesados por filones de cuarzo mineralizados en estaño y li tio. Es el caso de la mina Aurora (indicio 4712), donde el mineral de litio presente es la ambligonita, asociada a casiterita. Constituyó el único punto de la Comunidad en que se han producido concentrados de ambligonita como subproducto de la recuperación de casiterita. A mediados de los años 80 la empresa Minera del Duero, S.A. investigó este yacimiento, sin que los trabajos tuvieran continuidad.

Aunque no hay ninguna explotación que beneficie directamente minerales de litio, sí se dan extracciones de diques pegmatíticos ricos en litio, en los que el todo uno de la roca es utilizado para la elaboración de productos cerámicos. Tal es el caso de Mina Feli (indicio 4469) en el Área de La Fregeneda.

Nitratos Se conocen sólo dos indicios, ambos situados en las proximidades de las lagunas de la zona de Villafáfila, en la provincia de Zamora.

En Revellino (indicio 3747) los nitratos aparecen en un nivel de conglomerados de 1 m de potencia, puesto al descubierto por la apertura de una cantera para áridos en los depósitos aluviales, según JCL 8 (1986).

El otro indicio (3919) situado en el municipio de Villafáfila lo recoge JCL 8 (1986), procedente de “IGME 10216 informe J.A. Kindelan (1951)”. Se habla de nitratos muy diseminados en un encajante de arcillas pardas.

Wollastonita Las únicas citas mineralógicas de esta sustancia se dan en el límite occidental de la provincia de Salamanca, al oeste de Ciudad Rodrigo, en los materiales del Complejo Esquisto-Grauváquico aflorante entre el macizo de Villar de Ciervo al N y el de Fuentes de Oñoro al S. En este complejo metamórfico hay intercalados niveles carbonatados que presentan grandes variaciones en extensión y potencia. En las proximidades del Macizo de Fuentes de Oñoro, como consecuencia del metamorfismo de contacto, en las rocas carbonatadas se ha detectado la presencia de wollastonita, ligada frecuentemente a niveles carbonatados de espesor inferior a 1 m.

En esta mineralización de tipo skarn, en el municipio de Aldea del Obispo (indicio 4710) la empresa Desarrollo de Recursos Geológicos, S.A. ha realizado cinco sondeos de investigación y la extracción de 5 t de material para hacer ensayos de concentración de la wollastonita. El proyecto de explotación estima que el

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yacimiento debe rondar el 35% de contenido en wollastonita y han calculado unas reservas de unos 20 Mt (Fattah, H., 1994).

Rocas Ornamentales 313

Rocas Ornamentales

Se entiende por Piedra Natural toda roca que puede obtenerse en piezas de cierto tamaño, aptas para su utilización como materiales de construcción o elementos de ornamentación, conservando sus propiedades constitutivas.

Si una piedra natural es seleccionada, desbastada o cortada en determinada forma o tamaño, con o sin una o más superficies elaboradas mecánicamente, buscando un fin estético, encajaría en el concepto de Roca Ornamental.

Estos materiales tradicionalmente se han dividido, bajo una óptica comercial, en Piedras y Mármoles. En el primer grupo se incluyen las también llamadas Piedras de Cantería, que no admiten el pulido y suelen trabajarse artesanalmente. Po r mármoles se han considerado las rocas capaces de ser pulidas, ya sean carbonatadas o ígneas.

Para conocer las características mecánicas de las rocas ornamentales y determinar su correcta utilización se las somete a una serie de ensayos normalizados (IRANOR, 1985).

En la elaboración de este mapa, atendiendo a criterios más geológicos y considerando las variedades presentes en Castilla y León, se ha creído conveniente distinguir los siguientes grupos: Areniscas y cuarcitas, Calizas y mármoles, Pizarras y Granitos (García de los Ríos y Báez, 1994; López Jimeno, et al., 1995; Roc Máquina, 1996). En total aparecen 447 indicios mineros de los que 113 están activos. En la figura 27 aparece un esquema de áreas de actividad minera con las principales explotaciones.

ARENISCAS Y CUARCITAS

Las areniscas son rocas sedimentarias, detríticas, constituidas por granos fundamentalmente de cuarzo, trabados por medio de una matriz también detrítica y/o por cementos de variada naturaleza. Se clasifican de acuerdo con la propor ción de granos de cuarzo, feldespatos y fragmentos de otras rocas. En su estudio son importantes los elementos texturales (granulometría, morfología y orientación de los granos y empaquetamiento) así como su comportamiento (porosidad, permeabilidad y resistencia mecánicas). Son ligeramente deleznables al tacto y generalmente blandas cuando recién extraídas conservan la humedad, endureciéndose posteriormente con el tiempo.

Las cuarcitas son la consecuencia de un metamorfismo de areniscas, que conlleva una recristalización del cuarzo, constituyente casi único. Son rocas de altas resistencias mecánicas.

Las areniscas presentan muy variables resistencias a los esfuerzos, se prestan en general muy bien a su trabajo y talla, mientras que las cuarcitas, por su dureza, no lo admiten, restringiéndose su uso a las piezas lajadas que se extraen en la cantera.


En Castilla y León aparecen en variados entornos geológicos, desde el Cámbrico hasta el Eoceno, siendo explotadas en 22 canteras de las 72 existentes.

En terrenos paleozoicos, en la zona Asturoccidental-Leonesa de la provincia de León, se obtiene la Piedra Maragata (45), consistente en lajas de tonos grises y ocres cuarcíticas que se extraen en Brazuelo (Cuarcita de Vega, del Ordovícico superior; indicio 3282).

Otra variedad similar de Piedra Maragata es la que se beneficia en Chana de Somoza, en una cantera que aprovecha las areniscas cuarcíticas de la Serie de los Cabos (Cámbrico medio-Ordovícico inferior) de aspectos parecidos (indicio 3275). Hay varias pequeñas extracciones abandonadas en los alrededores y en el área del sur de Astorga.

En la zona Centroibérica se obtienen dos tipos de cuarcitas en lajas. En Olmedo de Camaces (Salamanca), en niveles de la Cuarcita Armoricana (Ordovícico inferior), se extrae la Cuarcita de Olmedo (50), de colores ocres y grises (indicio 4590). Se comercializan piezas irregulares y cortadas de 1,5 a 5 cm de grosor.

En la localidad segoviana de Domingo García, próxima a Bernardos, se explotan varias canteras en una misma ladera, de las Capas de Domingo García, cambro-ordovícicas, obteniéndose las distintas piezas de la Cuarcita de Bernardos, Cuarcita Roja o Cuarcita Segovia (51a), de tonos grises y rojizos (indicios 4526/7/8/9). También en Segovia, en la localidad de Serracín, se extrae otra cuarcita muy similar del Silúrico, denominada Cuarcita Rojo Ayllón (51b) (indicio 4929).

En terrenos mesozoicos se concentra la mayor actividad minera en areniscas.

En la Región Vasco-Cantábrica, en Brañosera-Salcedillo (Palencia), se extrae la Piedra de Brañosera (44) en sus variedades Roja, Gris y Amarilla. Son areniscas compactas y duras del Triásico inferior, que lajan con facilidad por planos micáceos a espesores de 2-6 cm. La Roja, muy utilizada tradicionalmente en el norte de la provincia, es de tonos vinosos y composición arcósica, mientras que las otras dos son cuarzoareniscas amarillenta-crema y gris. En este momento hay tres canteras activas, alguna en fase de proyecto y otras inactivas (indicios 2702/3/4).

En el norte de Burgos, en la Merindad de Valdeporres, en tres canteras (indicios 2523/4 y 2528) emplazadas en estratos de 1-5 m de espesor pertenecientes a la potente serie detrítica que comprende la Facies Wealdense (Cretácico inferior) y la Fm. Arenas de Utrillas (Albiense-Cenomaniense), se explota la Arenisca de Valdeporres (43), roca de grano fino-medio uniforme y tonos gris pálido amarillento, ocres y óxidos. La composición de estas rocas varía desde ortocuarcitas a subarcosas, estando los granos unidos por una escasa matriz de caolin ita y/o algo de cuarzo secundario (García de los Ríos, 1996). Se obtienen bloques de tamaños mediano y pequeño, de los que se cortan posteriormente variadas piezas de más de 3 cm de grosor.

En áreas próximas hay varias canteras abandonadas de areniscas similares, emplazadas en las Fms. Arenas de Utrillas y Valmaseda, principalmente en los entornos de Santa Gadea, Haedo de la Pueblas y Entrambosríos.

En las cercanías de Aguilar de Campoo (Palencia), se obtenía en el pasado, en varias pequeñas canteras, la Piedra Arenisca de Aguilar, hoy solamente explotada en una cantera próxima pero emplazada en la vecina Cantabria.

Areniscas y Cuarcitas 315

En el dominio de la Cordillera Ibérica, en varias localidades cercanas a Salas de los Infantes (Burgos), se benefician unas areniscas blanquecinas y gris -crema, ligeramente feldespáticas, con matriz de arcilla y sericita, pertenecientes al Grupo Urbión (Barremiense-Aptiense). Hay canteras activas en Castrillo de la Reina, Palacios de la Sierra y Quintanar de la Sierra (indicios 3833/7/9 y 3840/2) , en donde se extraen bloques de tamaños mediano y pequeño que posteriormente se cortan en talleres próximos. El material es la Piedra de Salas o Arenisca de Quintanar (46).

También en el Grupo Urbión se encuentra emplazada la cantera de Aldehuela de Periañez (Soria), que explota en un gran yacimiento de un relieve en cuesta, una ortocuarcita muy compacta y dura de grano fino, con cierta cantidad de cuarzo recristalizado y color beige con fino moteado de tonos óxidos (indicio 4062). Es la Arenisca Ojo de Perdiz (47), cuyos bloques de tamaño medio son serrados y cortados en distintas piezas de cualquier grosor.

En el Terciario de la Cuenca del Duero, en su borde SO, en terrenos del Paleógeno, se explota desde hace siglos la conocida Arenisca de Villamayor o Piedra Franca (49), cuyas canteras están ubicadas en esa localidad próxima a Salamanca, ciudad monumental que debe su belleza a este material. Se benefician niveles de formas lobulares subhorizontales de la Fm. Areniscas de Cabrerizos, en varias pequeñas canteras de formas más o menos cúbicas bajo el nivel del suelo (indicios 4501, 4623 y 4626). Se trata de areniscas feldespáticas y arcosas de granos mayoritariamente fino y medio y tonos ocres pálidos con manchas pardo-rojizas. Los granos de esta rocas están trabados por arcillas, con gran proporción de esmectita y paligorskita, muy sensibles a la presencia de agua, que produce cambios físicos, especialmente volumétricos, lo que propicia transformaciones texturales y, por tanto, en el comportamiento mecánico de la roca. Así pues, al estar húmedas, en cantera, son muy blandas lo que facilita su trabajo, aunque condiciona su utilización, no pudiendo elaborarse piezas de menos de unos 8 cm. Con el tiempo endurecen notablemente (Alonso Gavilán, 1982; Arribas Moreno et al., 1984b; Romero et al., 1985; Martín Patino et al., 1996).

En la localidad zamorana de Jambrina se corta, en pequeña cantidad y de forma intermitente, una arenisca de aspecto muy similar a la de Villamayor (indicio 4266).

En otras áreas de los alrededores de Salamanca hay numerosas pequeñas canteras abandonadas hace tiempo, que en su día extraían areniscas de varios niveles paleógenos, como las de Santibáñez del Río, Cabrerizos, Aldealengua, Aldearrubia, San Morales o Babilafuente y las algo más lejanas de Vallesa de Guareña o del entorno de Fuentesauco.

CALIZAS Y MÁRMOLES

Son rocas carbonatadas, de origen sedimentario, que en ocasiones han sufrido un cierto metamorfismo con recristalización (mármoles), constituidas por precipitados de carbonatos y partículas carbonatadas y en menor medida de otra naturaleza. Las proporciones de estos constituyentes y su tipo son los elementos empleados en su clasificación.


Se incluyen los mármoles, las calizas marmóreas, los travertinos y las piedras de cantería calcáreas. Sus características mecánicas se determinan con la oportuna batería de ensayos (IRANOR, 1985).

Areniscas y Cuarcitas 317

Aparecen por amplias zonas de Castilla y León, en terrenos que comprenden desde los muy antiguos cámbricos hasta las calizas de los páramos, de edad Mioceno superior, estando distribuidas por los paleozoicos de las zonas Asturoccidental-Leonesa, Cantábrica y Centroibérica; mesozoicos de los dominios del Borde Sur de la Cordillera Cantábrica, Región Vasco-Cantábrica, Cordillera Ibérica y Borde Norte del Sistema Central; y las cuencas terciarias de Villarcayo, Almazán y el Duero. En total hay 187 indicios, de los que 28 son canteras activas.

En la zona Asturoccidental-Leonesa se explotan los mármoles tableados, dispuestos subverticalmente, de la Fm. Vegadeo (Cámbrico inferior), que se encuentran en el entorno de Villafranca de El Bierzo (León), especialmente en San Fiz do Seo. En varias canteras, (indicios 2989 y 2998), se extrae un mármol con predominio de tonos rosados, si bien le hay blanco, gris y verdoso, de brillo nacarado, que laja en tablas de 2-3 cm y se comercializa, en piezas irregulares y dimensionadas, como Rosa Bierzo, Rosa San Fiz, Cuarcita Dragonte o Rosa Suamén (59).

Esos mismos mármoles se han explotado en varias canteras ahora inactivas en la zona del Alto Sil-Omaña (57).

En el pasado se han extraído mármoles de los niveles carbonatados del Grupo Cándana (Cámbrico inferior) en la zona de Valdueza (60), al sur de Ponferrada (León).

En la Zona Cantábrica se benefician, en varias localidades de la provincia de León, las Piedras Lajosas (51) de tonos vinosos y grises de las Fms. Alba (Carbonífero inferior) y Barcaliente (Namuriense). Son intraesparitas y micritas de las que se obtienen losas de grosor 2-20 cm, en Oseja de Sajambre, Villamanín (indicios 2607 y 2520) y de forma ocasional, en alguna otra localidad.

En el Grupo Lena (Wetsfaliense) se beneficiaron hace años unas calizas marmóreas de tonos grises en el entorno de Cármenes (52), también en León.

En la Zona Centroibérica se explotaron en el pasado unos mármoles en Casa franca (73) (Salamanca), en forma de grandes bloques para serrado de tablas. Pertenecen a la Fm. Calizas de Tamames (Cámbrico inferior), y son de tonos rosas, blancos y grises. Actualmente está en proyecto su puesta en explo tación.

En cuanto a las rocas calcáreas mesozoicas, en el Borde Sur de la Cordillera Cantábrica, en Boñar (León) hay una cantera de Piedra de Boñar (53), que es una dolomía de grano fino de tonos ocres (Alonso Rodríguez, 1986). Se explotan 7 bancos en el tercer nivel de la Fm. Boñar en una gran zanja que se va alargando a medida que avanza el frente, obteniéndose bloques de tamaño medio que posteriormente son cortados en tablas y otras piezas (indicio 2645). Esta piedra se extrae desde hace siglos en esta cantera y otras menores abandonadas, empleán-dose en la construcción de numerosos edificios leoneses, entre los que destaca la catedral.

Al norte de la provincia de Palencia, en Dehesa de Montejo (58a), se han extraído piezas de cantería de una caliza dolomítica blanquecina del Cretácico terminal, igual a la que se corta en bloques de cierto tamaño no lejos, en Becerril del Carpio y se comercializa como Crema Castilla (58b).

En la Región Vasco-Cantábrica, en Vivanco de Mena (Burgos) hay una cantera (indicio 2537) de Piedra de Ungo-Nava (55), biomicrita de grano muy fino, color gris


medio, compacta y tableada (Turoniense inferior). En los frentes en ladera de un gran yacimiento se consiguen losas de gran tamaño, de grosor 3-10 cm, que se

Calizas y Mármoles 319

comercializan irregularmente o cortadas. Piezas más gruesas se emplean para mampostería.

También al norte de la provincia de Burgos, en el Valle de Valdelucio y Sargentes de la Lora, se extraen lajas superficiales (57) de zonas de páramo del Cretácico superior, que se comercializan sin elaborar (indicios 2924 y 2932).

Esporádicamente se cortan bloques de la Caliza Blanca de Escalada (56) (Quintanilla de Escalada, Burgos), bioesparita de tono blanquecino del Turoniense medio-Coniaciense inferior.

También se utiliza de forma muy ocasional la Caliza Gris de Aguilar, que se obtiene en Villallano (Palencia), en una cantera para áridos (indicio 2912), que es una dismicrita del Jurásico superior de tono gris-beige que admite el pulido.

Existe asimismo, alguna pequeña cantera abandonada emplazada en el Cretácico superior del norte de Burgos.

En la Cordillera Ibérica, al sur de Hontoria de la Cantera (Burgos), se encuentran, desde hace siglos, varias canteras subterráneas de cierta entidad, de las que una está en producción, en donde se cortan bloques muy regulares de tamaño medio, de un nivel subhorizontal de 5 m, que se beneficia en dos bancos de igual altura (indicio 3585). Es una bioesparita blanca muy pura, masiva, homogénea y algo porosa, del Turoniense-Campaniense, denominada Piedra de Hontoria (61), (De Grado, 1992; Marcos, 1993). Se ha utilizado para levantar la catedral y otros notables monumentos burgaleses, en forma de toda suerte de piezas de distintos grosores y formas y finas tallas.

La Piedra de Silos (62) se explota en varias pequeñas canteras de Santo Domingo de Silos (Burgos) (indicios 3826 y 3827) que benefician bancos de 1-1,5 m de una dolomía calcárea algo pelítica de grano fino, de tonos ocres y beige de edad Maestrichtiense superior (Mingarro y López Azcona, 1982).

En las proximidades de Ágreda (Soria) hay una pequeña cantera activa, y varias inactivas, donde se explota una caliza del Grupo de Oncala (Jurásico superior -Cretácico inferior) de la que se obtienen piezas de cantería.

En la localidad soriana de Casarejos se benefició en el pasado un mármol blanquecino que en realidad es una caliza del Cretácico superior recristal izada.

En el Borde Norte del Sistema Central, en los alrededores de Sepúlveda (Segovia), en Villar de Sobrepeña, Aldehuela de Sepúlveda y Castroserracín, se explotan desde muy antiguo (indicios 4442, 4343 y 4346) unas calcarenitas bioclásticas (bioesparitas) uniformes, compactas, algo porosas, de tonos asalmonados. Pertenecen a la Fm. Calizas, Dolomías y Areniscas dolomíticas de Linares-Ituero, del Coniaciense superior-Santoniense medio. De los bloques de tamaño medio que se extraen, se obtienen tablas, piezas de cantería e incluso tallas de la denominada Rosa Sepúlveda (69).

En el mismo entorno, en niveles similares, se explota en Castrojimeno la variedad Blanco Sepúlveda (70), menos porosa y de color beige muy pálido (indicio 4342). En la también cercana Hinojosa del Cerro está inactiva la cantera de una roca prácticamente igual que la rosa, excepto en que es amarillenta.

La Piedra de Bernuy (71) es una dolomía de grano fino, crema-amarillenta, con algunas aisladas motas de óxido de hierro, que aflora en un banco masivo de unos


7 m de potencia, del Coniaciense superior-Santoniense inferior, de donde se cortan bloques de tamaño medio (indicio 4695).

Del mismo nivel geológico y similares características pero algo más porosa es la Piedra del Parral (72), que se extrae esporádicamente junto a la capital segoviana para la restauración de sus monumentos (indicio 4689).

En terrenos terciarios tenemos, en las Calizas del Páramo inferior (Mioceno superior), la Piedra de Ágreda (64) en sus variedades Crema y Gris. Es algo oquerosa-porosa y muy pura, explotándose en Dévanos (Soria) un nivel inferior de roca gris fosilífera y otro superpuesto de caliza micrítica crema-amarillenta, de donde se extraen pequeños bloques que se destinan a la obtención de piezas de cantería (indicio 3866).

En la Cuenca del Duero se explotan, un nivel conglomerático y las calizas de los páramos, ambos del Mioceno.

En Espejón (Soria) hay activa una cantera de la que se obtienen bloques del llamado Mármol Rojo Espejón (63), que es un conglomerado de cantos calizos de colores rojos y amarillentos fuertemente cementados (indicio 4028). En las proximidades de la cercana localidad de Cantalucia hay una cantera abandonada de la que se extrajo en el pasado un material similar.

En Campaspero (Valladolid) se explota, en cuatro canteras con frentes de gran desarrollo (indicios 4325/6/7/8), un nivel subhorizontal de 1-2 m de la Piedra de Campaspero (68), Calizas superiores del Páramo, que son micritas fosilíferas compactas, blanco-grisáceas, algo oquerosas (IGME, 1981; Alonso, 1986). Se ex-traen desde antiguo bloques de mediano tamaño que se dedican al serrado de tablas y elaboración de otras piezas de cantería en los talleres próximos. En el entorno hay asimismo numerosas canteras abandonadas, que se explotaron en el pasado.

En Santa Cecilia del Alcor (Palencia) y Villalba de los Alcores (Valladolid) (indicios 3767 y 4928) se extrae en dos pequeñas canteras la Caliza del Alcor (66), caliza oquerosa crema-grisácea en cierta medida parecida a la de Campaspero, pero más oscura, de las Calizas inferiores del Páramo. Asimismo, una parte se comercializa pulida como Crema Páramo.

Se extrae, también en pequeña cantidad, la similar Piedra de Caleruega (65), en esa localidad burgalesa.

En numerosos lugares de las provincias de Valladolid y Palencia se han aprovechado estos materiales de las Calizas inferiores del Páramo en tiempos pasados (67).

Por último, en el Paleoceno-Eoceno del sinclinal de Villarcayo (Burgos) se encuentra, en Salazar, una cantera abandonada de una caliza blanquec ina.

PIZARRAS

La pizarra es una roca metamórfica, de origen sedimentario, de tamaño de grano muy fino y colores oscuros, que se caracteriza por poseer una intensa foliación plana, favorecida por la disposición de los minerales laminares (filosilicatos) que

Calizas y Mármoles 321

básicamente la constituyen, al provenir de sedimentos arcillosos sometidos, sobre todo, a grandes presiones. También pueden contener cantidades variables, a veces


importantes, de cuarzo, y de forma accesoria carbonatos, materia orgánica y cristalitos de minerales de hierro (ITGE, 1991; Lombardero, 1988).

Se explotan en las provincias de León (Zonas de La Cabrera, Alto Bierzo y El Caurel), Zamora (Aliste) y Segovia (Bernardos). La mayor concentración de canteras se encuentra en La Cabrera, en las localidades de Benuza, La Baña, Odollo, San Pedro de Trones, Sotillo, Puente de Domingo Flórez, Castillo, Noceda, Corporales y Truchas). En total aparecen representados 123 indicios de pizarras.

Este subsector minero tiene un gran peso dentro de la actual actividad extractiva regional. No hay que olvidar que España es el primer productor mundial de pizarras, y de estas aproximadamente el 35% son de Castilla y León.

Tradicionalmente se vienen explotando para su utilización como placas para cubiertas de distintos grosores y formatos y, en menor medida, para solados, mampostería y recubrimientos. El procedimiento consiste en la extracción en el frente de cantera de grandes piezas “rachones” que son transportados a las naves de transformación para su corte en tacos o “tochos” y posterior exfoliación o labrado y troquelado.

Se encuentran en terrenos paleozoicos de las zonas Asturoccidental -Leonesa y Centroibérica, fundamentalmente en las Fms. Luarca y Agüeira (Ordovícico medio y superior) y en menor cantidad en otros Precámbrico-Cámbrico inferior y Silúrico.

En la zona Asturoccidental-Leonesa y, más concretamente, en el dominio del Navia - Alto Sil, en los alrededores de Páramo del Sil (León), en la Fm. Pizarras de Luarca, hay activas dos canteras emplazadas en flancos de baja fracturación y charnelas de los pliegues subverticales de Fase 1, en donde se obtiene la Pizarra del Alto Bierzo (74). En Anllares del Sil una cantera de tamaño medio beneficia unas pizarras de color gris oscuro, duras y algo cuarzosas para placas de cubiertas de espesores 4-6 mm (indicio 2542). En Páramo del Sil otra cantera más pequeña explota un nivel basal de la misma formación, constituido por pizarras negras con algunos cristalitos de sulfuro de hierro, que también se lajan con un grosor similar e incluso mayor cuando su destino son los solados (indicio 2543).

En esta zona hay otras pequeñas canteras próximas inactivas y a lguna en fase de proyecto.

Otra zona pizarrera es la occidental de Vega de Espinareda, donde hay varias canteras inactivas y una en producción de Pizarra de El Bierzo-Ancares (75). Son pizarras negras y grises oscuras extraídas de las Fms. Luarca y Agüeira. En este momento la actividad se centra en una cantera pequeña de Prado de Paradiñas que aprovecha la Fm. Pizarras de Luarca.

Al norte de Vega de Valcarce hay, asimismo, alguna explotación abandonada donde se benefician, en pequeña medida, las pizarras de la Serie de los Cabos.

En la zona Centroibérica, en el Sinclinorio de Truchas, al SO de León, se encuentra la comarca de La Cabrera, donde se concentra una numerosa actividad extractiva centrada especialmente en las zonas de charnela de los pliegues de F 1 de la Fm. Agüeira, en laderas de montes de gran tamaño e inclinación. Varias de las canteras son de gran tamaño, muy mecanizadas, con grandes movimientos de material (Barros et al., 1984).

La Pizarra de La Cabrera Norte-San Pedro de Trones (77) se explota en varias localidades de la zona septentrional de La Cabrera, en 13 canteras de las cuales 6

Pizarras 323

son grandes y otras 3 medianas. Las grandes explotaciones consisten en varios bancos de 4-6 m de altura con frentes de gran desarrollo y máximo aprovechamiento no lejos de las naves de elaboración. Son pizarras de color gris muy oscuro y grano fino, constituidas por cuarzo, sericita y clorita fundamentalmente, presentando muy escasos pequeños cristales cúbicos de sulfuro de hierro. Su buena foliación contr ibuye a su apertura en placas para cubiertas de 2,5-3,5 mm de grosor (indicios 3213/6/7/21/2/5/32/ 3/9/55/6/ y 3423/4).

La Pizarra de La Cabrera Sur-La Baña (78) es la extraída en el entorno de esa localidad en 12 canteras de las que 6 son de tamaño medio (indicios 3415/6/7/8/9/20/2/6/9/31/6/9). Son pizarras negras de grano fino y buena exfoliación que se abren en placas para cubiertas de grosor 2,5-3,5 mm. Están constituidas principalmente por cuarzo, sericita y clorita, apareciendo aislados cristalitos de sulfuro de hierro.

En La Cabrera hay asimismo numerosas explotaciones abandonadas y algunos proyectos avanzados, especialmente en el entorno de Truchas.

La Pizarra del Caurel (76) se extrae en dos canteras, una de ellas de buen tamaño, en Lusio (indicios 2975 y 2976), extremo occidental de la provincia leonesa, en pliegues horizontales de la Fase 1 de la Fm. Pizarras de Luarca, en el gran sinclinal del Caurel. Es una pizarra prácticamente negra, constituida por cuarzo, sericita y clorita, con aisladas pequeñas inclusiones de cristalitos de sulfuro de hierro, presentando buenas compacidad y exfoliación.

No lejos, en Gestoso y Oencia, hay algunas canteras inactivas.

En el Sinclinal de Alcañices, en la provincia de Zamora, se obtiene la Pizarra de Aliste (79), en dos canteras activas de tamaño medio emplazadas en terrenos silúricos y ordovícicos (indicios 3890 y 3899). El material es una pizarra de color gris muy oscuro, constituida por sericita, clorita y cuarzo, con cristalitos de sulfuro de hierro muy dispersos. La marcada esquistosidad colabora a la obtención de finas placas para cubiertas. En este momento hay 4 proyectos en estas pizarras en el entorno de Riofrío de Aliste.

En la localidad segoviana de Bernardos se explotan, en tres canteras, las pizarras filitosas de las Capas de Santa María, pertenecientes al Complejo Esquisto-grauváquico (Precámbrico-Cámbrico inferior) (indicios 4533/4/6). La Pizarra de Bernardos (80) está constituida por moscovita, biotita, clorita y cuarzo principalmente, que le confieren el color gris y superficie fibrosa satinada características de estas rocas (Lombardero et al., 1985).

La actividad extractiva en la zona se remonta a varios siglos atrás por lo que hay grandes cortas que denotan fuertes movimientos de estos materiales.

Los niveles con mayor contenido en cuarzo y menor foliación se aprovechan para extraer bloques que posteriormente se cortan en tableros que admiten la terminación superficial pulida. Es la Filita Gris o Filita Gris Cord illera.

También se comercializa la Pizarra Multicolor o Pizarra Natural Roja, que se obtiene de las capas más superficiales, de tonos rojizos, grises y óx idos.

Las pizarras de Bernardos se dedican a cubiertas, solados, mamposterías, recubrimientos y demás utilidades, siempre con espesores mínimos de unos 5 mm.

324 Pizarras

GRANITOS

En este grupo se incluyen las rocas ígneas, constituidas fundamentalmente por cuarzo, feldespatos y micas, en distintas proporciones que contribuyen a su clasificación, que se explotan en forma de bloques de naturaleza coherente y se utilizan en la construcción aprovechando sus cualidades estéticas, una vez elaboradas por distintos procedimientos.

En Castilla y León solamente se explotan rocas plutónicas, con texturas granudas, con términos composicionales desde leucogranitos de dos micas hasta granodioritas, si bien existe una mayor variedad de granitoides.

Suelen ser rocas muy homogéneas, de gran dureza y resistencia a las alteraciones, utilizándose como tableros serrados de grandes bloques, de tamaños próximos a 3x1,5x1,5 m, o como piedras de cantería.

Se benefician granitoides de variadas características en distintos entornos de la Zona Centroibérica, apareciendo un total de 65 indicios mineros, de los que 27 son canteras activas, destacando 7 explotaciones de tamaño medio. Estas rocas han sido estudiadas desde una óptica ornamental en varias ocasiones (Muñoz et al., 1986; Martínez-Hernando, 1987; ITGE, 1990).

En la región de Sanabria (Zamora), en la unidad de La Gudiña, se extraen bloques de un gran yacimiento con ligero diaclasado, de Gris Albero o Gris Mezquita (81),

en San Ciprián de Hermisende (indicio 3721). Es un granito biotítico moscovita de grano medio y color gris claro.

En la penillanura salmantino-zamorana se obtienen tres variedades para pulido y dos para labra:

En Fornillos de Fermoselle (Zamora) se extraen bloques de un monte masivo dentro del dominio de un leucogranito de dos micas de grano fino, comercializado como Silvestre o Dorado Sayago (84), de tonos gris muy pálido o crema (indicio 4239).

En las cercanías de Bermillo de Sayago (Zamora) se encuentra un yacimiento de poco resalte topográfico de Blanco Ibérico o Blanco Sayago (83), leucogranito de dos micas de grano medio-grueso y color gris muy pálido-blanquecino (indicio 4406).

Próxima a Fresno de Sayago (Zamora), en el macizo de Sayago, está la cantera del Negro Celta (82), granodiorita-monzogranito biotítico, de grano grueso-medio y tono gris medio con megacristales blanquecinos abundantes (indicio 4407). Se extraen buenos bloques de tamaño comercial de un gran frente de arranque.

Como piedras de cantería se explotan, en los alrededores de Vitigudino

(Salamanca), granitos biotíticos moscovita y leucogranitos de dos micas de grano medio-grueso: el Gris Yecla (86), de color gris claro y el Albero Peral (85), de tonos más cálidos de niveles superficiales. De ambos se obtienen bloques de pequeño tamaño que posteriormente son elaborados en la zona mecánica y artesanalmente.

Granitos 325

En el pasado se han explotado otras canteras de bloques en la comarca de Sayago, como la sienita roja de Piñuel, la cuarzomonzodiorita del oeste de Pereruela, varios

326 Granitos

monzogranitos-granodioritas porfídicas (en Moral, Arcillo y Venta de Barate) o un leucogranito, similar al Blanco Sayago, en Pasariegos.

En el Sistema Central Español se localizan distintas explotaciones ubicadas en varios tipos graníticos:

En Los Santos (93) (Salamanca) se benefician, con el concurso de tres cooperativas y algún particular, unas rocas, aflorantes en yacimientos muy masivos alomados, de composición monzogranito y granodiorita, de grano medio-grueso porfídicos, de tonos grises claros (indicios 4794/6/7/8/9). Son canteras de tamaño medio o pequeño de cuyos frentes se extraen pequeños bloques y piezas que se elaboran en el lugar para la obtención de distintas piezas de cantería con corte mecanizado, principalmente destinadas al amueblamiento urbano (García de los Ríos, 1991).

En menor cuantía existe una actividad similar en Sorihuela (94), localidad próxima.

En la gran área de migmatitas y granitoides inhomogéneos de Béjar-La Peña Negra, en Junciana (Ávila), se extrae el Azul Noche (95), en una apófisis masiva de un monzogranito biotítico de grano grueso porfídico de color gris ligeramente azulado (indicio 4882) (García de los Ríos,1992). De los frentes de la cantera se cortan grandes bloques cuyo destino son varios aserraderos nacionales.

Al norte de Martínez (Ávila) se encuentra la cantera de Gris Ávila (92), en el granito

biotítico moscovita de grano fino-medio, equigranular, de color gris claro, que constituye un pequeño apuntamiento intruido en la antiforma de Castellanos (indicio 4819). Los bloques, de tamaño comercial, se sierran mayoritariamente en Ávila.

Una localidad con gran tradición en la elaboración de piezas de cantería es Cardeñosa (88), en Ávila, donde dos cooperativas utilizan un monzogranito de grano medio-grueso, porfídico, gris claro, que extraen de varias pequeñas canteras (indicios 4752 y 4753). Más ocasionalmente explotan asimismo un leucogranito aplítico de grano fino y medio, de tonos beige-amarillentos denominado Rubio (indicios 4745 y 4747) (García de los Ríos, 1990). Son materiales utilizados en la elaboración de baldosas, bordillos y demás piezas para amueblamiento urbano y elementos constructivos.

En los alrededores de El Hoyo de Pinares (97) y en Hoyocasero (96) (Ávila), también existe una cierta actividad similar, con producciones intermitentes o menores, extrayéndose de varias pequeñas canteras otros monzograni tos.

En el macizo de Villacastín-El Espinar hay dos variedades en explotación:

El Gris Villa (90) se obtiene en Villacastín (Segovia), en una cantera que beneficia un gran yacimiento de una granodiorita de grano medio prácticamente equigranular, de color gris claro, cuyos bloques se elaboran en un aserradero de esa localidad (indicio 4766).

El Gris Plata o Gris Espinar (91) se encuentra próximo a El Espinar (Segovia), explotándose un monte masivo de donde se extraen bloques de una granodiorita de grano medio de color gris muy claro con moteado de cristales oscuros de biotita de mayor tamaño (indicio 4768).

En la Lastrilla (Segovia) se explota en varios frentes un yacimiento con cierto diaclasado, de un granito biotítico de grano fino homogéneo, de color gris medio, del que se obtienen pequeñas cantidades en forma de piezas de cantería y algún bloque para aserrado. Es el Gris Segovia (87).

Granitos 327

En este momento están inactivas, por diversas causas, las canteras de: Sorihuela, donde se extrajo una sienita rojiza; El Losar (Ávila), que beneficiaba un gran yacimiento masivo alomado, que se comercializó como Azul Villa; y varias localidades dedicadas a la piedra de cantería como Mingorría, Medinilla y, Casasola y Martiherrero (de donde también se extraían bloques) en Ávila o San Miguel de Valero en Salamanca. También está inactiva, en Sobradillo de Palomares (Zamora) la cantera que explotó un granito alterado, blanquecino llamado Arenisca de Sobradillo.

Un material intermedio entre una arenisca y un granito es la silcreta llamada Caleño (89) que se utilizó en los monumentos de Ávila y se obtenía de las canteras de la Colilla, hoy en día abandonadas.

En proyecto se encuentra el gran yacimiento de un leucogranito de dos micas de grano medio de color blanquecino (tipo Albero) que se encuentra en Nava del Barco (Ávila).

328 Áridos

Áridos

Se conoce como áridos a los materiales minerales, sólidos, que con una granulometría adecuada se utilizan, bien directamente o mediante mezcla con materiales aglomerantes, en las obras de infraestructuras viales o como productos artificiales resistentes.

Con un tratamiento selectivo granulométrico se utilizan directamente como firmes de carreteras, balasto de ferrocarril o escolleras. En los firmes de carreteras, así como en la fabricación de hormigones, prefabricados y morteros sirven materiales granulares o áridos procedentes del machaqueo. Para capas de rodadura y balasto solamente áridos de machaqueo.

Los materiales de préstamo se utilizan, sin modificación de sus características naturales, en terraplenes y pedraplenes.

Así pues, los áridos pueden ser Naturales, si provienen de graveras que extraen yacimientos granulares o de canteras que explotan materiales rocosos que posteriormente son triturados. Los Artificiales proceden de procesos industriales y los Reciclados de materiales de demolición.

El sector minero de los áridos va tomando importancia, a medida que estas materias primas son requeridas, en proporción directa al desarrollo tecnológico y socio-económico del país. Su consumo es un buen indicador de la actividad económica en ese momento (Smith et al., 1994; López Jimeno et al., 1995a).

En Castilla y León, como en el resto de España, existe una gran atomización y dispersión de explotaciones por todo el territorio, debido al carácter local de la producción y comercialización de estos materiales, como consecuencia de su escaso valor y la fuerte incidencia en su coste final del transporte a los centros de consumo.

Desde un punto de vista minero hay yacimientos para explotación continua, que surten a distintas obras, y yacimientos para explotación intermitente, generalment e ligados a una obra concreta.

Geológicamente hay varios tipos de materiales que cumplen la normativa de ensayos específica para cada uso (AENOR, 1954-90; CEDEX, 1972-76; MOPU, 1976).

Como áridos naturales los materiales granulares más utilizados en nuestra región son arenas, gravas y cantos provenientes de: Depósitos aluviales, Terrazas de ríos, Coluviones, Depósitos eluviales y Rocas detríticas poco consolidadas.

Las principales rocas canterables para áridos de machaqueo son: Calizas y dolomías, Granitoides y ortogneises, Ofitas y diabasas, Cuarcitas y cuarzo y Corneanas.

Conviene aclarar que, para la confección del Mapa 3, se han tenido en cuenta las bases de datos disponibles, ya comentadas, observándose ligeras carencias en cuanto al número de yacimientos de materiales granulares, así como, en general, en lo que respecta a las canteras abandonadas, con la excepción de las rocas

Áridos 329

carbonatadas, recientemente fichadas mediante un trabajo específico (SIEMCALSA, 1990, 1991 y 1992). Por otro lado, las canteras de áridos y especialmente las graveras, constituyen una minería de activ idad variable.

La gran mayoría de los 803 yacimientos de materiales granulares se encuentran junto a ríos de cierta entidad. De ésos, 162 son graveras activas, en las que predominan las arenas, gravas y cantos con bajo contenido en arcillas. También se aprovechan las rocas detríticas poco consolidadas de la Fm. Arenas de Utrillas (Albiense-Cenomaniense) y las unidades detríticas del Mioceno medio y superior. Esta actividad está muy concentrada en torno a los grandes núcleos de población.

Las Calizas y dolomías se machacan para su empleo en hormigones, firmes de carreteras o escolleras principalmente. Hay 26 canteras activas y 196 inactivas o abandonadas, repartidas por gran parte de Castilla y León, especialmente por el borde norte y mitad nordeste.

En terrenos paleozoicos se aprovechan las formaciones calizas del Cámbrico: en la Zona Centroibérica (Z.C.I.) las Calizas de Tamames (6), en la Asturoccidental-Leonesa (Z.A.O.L.) la de Vegadeo (6) y en la Zona Cantábrica (Z.C.) la de Láncara (6).

También se benefician la Fm. Calizas de la Aquiana (10) (Z.C.I.) del Ordovícico, las calizas devónicas (12) en los tres dominios anteriores y las series carbonatadas carboníferas (13) en la Z.C.

En el Mesozoico, en el Borde Sur de la Cordillera Cantábrica, se beneficia el tramo carbonatado del Cretácico superior (32). En la Región Vasco-Cantábrica, la Facies Purbeck (24) y el tramo carbonatado del Cretácico superior (30 y 32).

En la Cordillera Ibérica hay alguna explotación en la serie carbonatada jurásica (22 y 23) y, en mayor cantidad, en las calizas de los Grupos Tera y Oncala (27) y en la serie carbonatada del Cretácico superior (30 y 32). En el Borde Norte del Sistema Central aparecen solamente en esta última serie.

En cuencas terciarias hay alguna explotación en la serie carbonatada marina de Villarcayo (35) (Maestrichtiense-Eoceno inferior), mientras que son más abundantes las emplazadas en las calizas de los páramos (44 y 46) (Mioceno superior), casi todas inactivas.

Las Cuarcitas se extraen en 7 canteras de distintos entornos: En la Z.C. en varios niveles de la Serie de los Cabos (7) (Cámbrico medio-Ordovícico inferior); en la Z.A.O.L. las hay en esos mismos niveles y en la Cuarcita de Vega (9) (Ordovícico medio); en la Z.C.I. hay alguna cantera activa en las cuarcitas de las Capas del Voltoya (7) (Cámbrico medio-Ordovícico inferior). Aparecen varias canteras abandonadas en la Cuarcita Armoricana (8) (Ordovícico inferior).

El Cuarzo no se explota en este momento, si bien en el pasado se han aprovechado diques encajados en los granitoides.

Existen 45 canteras inactivas de cuarzo y cuarcitas.

Las Ofitas del Keuper (21) se explotan en una cantera en Burgos, constatándose la existencia de otros dos proyectos más.

Existe también una cantera activa de la Diabasa (63) del Dique Alentejo-Plasencia. Son estas dos rocas de gran interés para capas de rodadura y balasto de ferrocarril (Alonso et al., 1994).

330 Áridos

Se obtiene Ortogneis (53) en una cantera, permaneciendo inactivas 11 de esta roca y Granitoides, la mayoría en el Sistema Central.

Otras rocas apreciadas para capas de rodadura son las Corneanas, que se explotan en zonas de la Fm. Monterrubio, próximas a macizos graníticos, en dos canteras situadas al sur de Guijuelo (Salamanca) y junto a Arevalillo (Ávila).

En otras rocas metamórficas hay varias canteras abandonadas.

Minerales Ornamentales 331

Minerales Ornamentales

Los minerales existentes en la naturaleza se presentan a veces con características especiales que les dotan de una singular belleza, lo que ha determinado su utilización, desde tiempos prehistóricos, como adorno de personas, cosas y lugares.

La denominación “minerales ornamentales” incluye minerales, rocas, compuestos inorgánicos de origen biológico, etc., que reúnen en mayor o menor grado las cualidades que les hacen ser bellos, o a veces “singulares o raros”. La apreciación de este conjunto lapidario tiene varias procedencias: la gemología, la bisutería, la decoración y el coleccionismo. Cada uno de estos dominios tiene su escala de valores, estéticos y económicos.

Este capítulo, apéndice al estudio de la geología y minería de la Comunidad, no aspira mas que a ser un complemento. Sin el rigor que merecería una revisión monográfica del patrimonio de Castilla y León en minerales ornamentales, se harán tan sólo breves reseñas de los minerales más destacables y de su localización geográfica y geológica.

Para más información y detalle puede consultarse el “Estudio de indicios de minerales ornamentales de Castilla y León” rea lizado por la Junta de Castilla y León en 1986 y el trabajo “Minerales de Castilla y León” realizado por A. del Valle González y V. González Cesteros en 1995.

Aragonito Se encuentran ejemplares de aragonito verde, junto con malaquita, en la mina La Profunda (indicio 2619) en el término municipal de Cármenes (León). Está situada en el sinclinal de Cármenes, dentro de una potente intercalación calizo-dolomítica incluida en la serie de San Emiliano, cercana al contacto con la Caliza de Montaña. La mineralización principal es de Cu, Co, Ni y en las zonas cavernosas de la roca es donde las paredes presentan bellos ejemplares de aragonito estalactítico de tonos verdosos.

También en la mina Antonina (indicio 2999), en el municipio de Sobrado (León), se ha encontrado aragonito verde. La mineralización principal es de Pb, Zn, Cu, diseminada en las Calizas de Vegadeo (3), en contacto con la serie de los Cabos.

Finalmente, en las facies Keuper (21) de la zona de Medinaceli (Soria) abundan los aragonitos dispersos en las arcillas abigarradas. Los cristales rosados, agregados en prismas hexagonales, aparecen incrustados en las arcillas a manera de niveles y dentro de ellos en nidos que, cerca de la aldea de Arbujuelo (indicio 4581), alcanzan varios metros de espesor y se prodigan a lo largo de unos 200 m.

332 Minerales Ornamentales

Berilo Muchas pegmatitas tienen berilo como accesorio, aunque rara vez aparece en forma de gema (esmeralda, aguamarina, morganita, goshenita). Cristaliza normalmente durante las últimas fases, en pegmatitas ígneas de poca profundidad, asociadas con granitos biotíticos y que presentan algo de zonación.

En el área 20 del esquema del Mapa 3, en la zona de Pereña (Salamanca), abundan los diques de pegmatitas, encajados en leucogranitos de grano medio a grueso de dos micas. En ellos se encuentran a veces buenos cristales de berilo (indicios 4391 y 4397), frecuentemente acompañados por cuarzos hialinos o rosados en el último indicio y por buenas láminas de moscovita y cristales de feldespato en el primero.

Es también muy conocido el berilo de Peguerinos, en la provincia de Ávila (indicio 4869) donde aparece disperso en las adamellitas biotíticas con megacristales.

Calcita Puede encontrarse en la Comunidad bajo formas muy distintas.

En Cervera de Pisuerga (Palencia) cerca de Perazancas (indicio 2898) se hallan, entre los niveles de margas blancas, concreciones, a manera de nódulos, que interiormente están tapizadas por cristales de calcita constituyendo geodas. Pueden alcanzar hasta 10 cm de diámetro y se concentran en un nivel de unos 10 m de espesor. En otros casos, las precipitaciones secundarias, rellenando fracturas, han generado agrupaciones de cristales en paralelo con morfología en diente de perro, como puede encontrarse en las canteras para áridos próximas a Burgo de Osma (Soria).

Calcita, junto con fluorita de color violeta, se presenta en Burón, camino hacia el puerto de Tarna (León). En la Caliza de Montaña se localizan lentejones subverticales de calcita, de unos 40 cm de espesor y con 2 ó 3 m de desarrollo longitudinal; la fluorita suele presentarse en bolsadas, y ambas fueron explotadas mediante galerías atravesando las calizas carboníferas. Se abandonó hace años por considerarse agotadas las reservas cortadas en las galerías.

Bajo la forma de “falsa ágata”, la calcita se ha encontrado en Los Barrios de Gordón (indicio 2597) y en el paraje Arroyo de Los Barrios (indicio 2599), ambos en el municipio de La Pola de Gordón (León). En el primero se extraían mediante barrenos grandes bloques que eran trabajados para usos ornamentales; procedían de una cueva de origen kárstico tapizada de estos depósitos de calcita, generada en la Fm. de Calizas de Santa Lucía (12), en el contacto con las pizarras y areniscas de la Fm. Huergas. En Arroyo de Los Barrios la calcita con aspecto de falsa ágata rellena grietas y fisuras, desde decimétricas a métricas, asociadas a fracturas en las calizas grises de la Fm. Portilla (12). Llegaron a extraerse bloques de hasta 3 m

3 que se trabajaban para fines ornamentales.

Casiterita Se pueden encontrar ejemplares de calidad aceptable en algunas mineralizaciones. Tal es el caso de mina Mari Tere, en Lumbrales (Salamanca) (indicio 4589). La


casiterita se presenta a manera de nódulos en las salbandas de los filones de cuarzo. También en la Mina de Calabor, en Zamora, la casiterita aparece asociada al cuarzo en filones hidrotermales.

Cuarzo Buenos cristales de cuarzo, a veces con alto valor ornamental, se han localizado en distintos puntos de las provincias de Salamanca, Ávila y Segovia fundamentalmente.

En Salamanca son frecuentes en su borde occidental, en las zonas de Fermoselle, Lumbrales y sobre todo en Barruecopardo. Aquí, el granito de dos m icas está surcado por filones de cuarzo que en algunos puntos han sido explotados (indicio 4475) por presentar cuarzos desde blancos a amarillo oscuros, incluso negros y también cristal de roca. El cuarzo citrino era particularmente bueno por su transparencia y homogeneidad en el color, recibiendo también el nombre de “falso topacio”. En el término de Villasbuenas existen restos de labores abandonadas (indicios 4472, 4474 y 4477) en los que se extrajo cuarzo para bisutería, geodas e incluso cuarzo piezoeléctrico. En esta zona Buxant (1976) cita la mina Santa Margarita, a unos 500 m al S del pueblo de Villasbuenas, abierta en gruesos filones de cuarzo, donde se encontraban numerosas geodas tapizadas por hermosos cristales de cuarzo tanto translúcido como ahumado (indicio 4476). En la Mina Amistad (indicio 4475) se extrajeron cuarzos citrinos (falsos topacios) en diversas ocasiones y el material procedente de aquí estudiado por JCL, 37 (1986) mostró propiedades gemológicas que le catalogan como susceptible de ser utilizado como gema, si los yacimientos contuvieran volumen suficiente para sostener una explotación.

También se ha encontrado cuarzo hialino y rosado, junto con berilos (indicio 4397) en el municipio de Pereña. Aparecen en pegmatitas, a veces explotadas para beneficiar el feldespato pero que justamente por la excesiva presencia de berilo, y en otras ocasiones también de micas, tuvieron que dejar de explotarse. Tanto el cuarzo rosado como el berilo de este punto fueron estudiados en JCL 37 (1986) y la gran palidez en los tonos de ambos, en las tallas en cabujón, no favorece su utilización como gemas.

Hermosos cuarzos se han encontrado en la provincia de Ávila.

En los alrededores de La Adrada y Fresnedilla existen filones de cuarzo blanco, localmente hialino, paralelos a las direcciones de los filones principales encajados en los granitoides biotíticos. En ellos se encuentran agregados de prismas en empalizada unas veces y otras en dientes, de cuarzo blanco y en ocasiones hialino.

Prismas centimétricos agrupados y de gran blancura aparecen al SO de Ramacastañas, en un filón de cuarzo subvertical, de dirección N30ºE y 1,20 m de potencia, encajado en el complejo metamórfico.

En Navalonguilla, en filones de cuarzo blanco de dirección N60ºE y potencia de 1 a 3 m, aparecen localmente bolsadas con cuarzos citrinos de no más de 1 cm de desarrollo.

En la provincia de Segovia, en el término de Villacastín, se encuentran filones de cuarzo blanco que varían desde decimétricos hasta los 4-5 m de potencia (indicio 4765) y que forman haces de 15 a 18 m encajados en granito con biotita de grano


fino. Tienen dirección N20ºE y buzamiento 75ºE. Pueden encontrarse individualizados bellos prismas hexagonales piramidados, muy blancos, con tamaños centimétricos; son más frecuentes en agrupaciones formando las típicas superficies de dientes.

Pirita Los yacimientos más reseñables y numerosos se localizan en el noreste de la provincia de Soria, límite con La Rioja, en el Mesozoico de la Sierra de Cameros. La pirita aparece dispersa en todos los grupos de las facies Purbeck -Weald, pero de forma especial en los grupo Tera (26) y Urbión (28). En el grupo Tera, en el término de Ágreda aparecen cubos de pirita y más raramente piritoedros (indicio 3869) cuyo tamaño suele ser de 1 a 2 cm. Dentro del grupo Urbión se encuentran buenas piritas, con fama internacional como piedras ornamentales. En este grupo se diferencian las facies limolíticas, de colores rojizos, y las facies de alternancias samítico-pelíticas. Aunque hay pirita dispersa por todo el grupo, se localiza preferentemente en los niveles limolíticos y margosos. Se encuentran cubos de pirita bien cristalizada en el municipio de San Pedro Manrique (indicios 3718, 3719 y 3862) y en el de Yanguas (indicio 3717), con tamaños que pueden alcanzar hasta los 2 cm de lado. En algunos puntos llegaron a obtenerse cubos de 6 a 10 cm de arista, pero hoy día estos tamaños sólo se encuentran hacia el SE, ya en La Rioja, donde existe una explotación activa (Mina Victoria) en el término de Navajún. Aquí, en las facies limolíticas de los materiales detríticos del Grupo Urbión, llegan a encontrarse formas cúbicas de hasta 25 cm de arista (Mata Campo y López Aguayo, 1995), si bien son raras, siendo lo normal tamaños más modestos.

Tradicionalmente las piritas de Cameros han sido interpretadas como de origen diagenético. Recientemente Alonso Azcárate et al. (1995), en base al contenido en elementos traza, al estudio de los isótopos de S, a las inclusiones de las piritas y al contexto geológico, concluyen que los cristales de pirita parecen estar asociados a procesos de movilización de piritas sedimentarias previas durante el metamorfismo hidrotermal que afectó a la cuenca.

Yeso Son numerosos los lugares de la Comunidad en que pueden encontrarse ejemplares aceptables de yeso, en distintas formas de presentación. Se citarán sólo los yacimientos con mayor riqueza y atractivo para los coleccionistas.

En Pancorbo (Burgos) en el talud generado por la construcción de la autopista ha quedado al descubierto un nivel de yeso fibroso (indicio 3197) bastante continuo, pero cuyo espesor es de sólo 5 cm. Estos nivelillos finos, pertenecientes a la Fm. Dueñas (40), aparecen también en otros puntos del entorno.

En las proximidades de Esguevillas de Esgueva (Valladolid) quedan restos de labores en el paraje Los Butrones, donde se han extraído ejemplares de cristales en punta de flecha, en un nivel de 10-15 cm de yeso intercalado entre margas grises.

También pueden encontrarse estas formas en el Cerro del Cristo del Otero, al N de la ciudad de Palencia, con tamaño de cristales de 5 a 10 cm; se localizan en los niveles de yeso de espesores entre 0,5 y 1 m, que se intercalan a media altura del


cerro entre las margas grises de la Facies Cuestas. Asimismo, en Cervico de la Torre (Palencia), en el paraje Cueva Grande aparecen las maclas en punta de flecha en los niveles de yeso intercalados en margas.

Yeso en forma de rosas del desierto se encuentra cerca de Quintanilla de Onésimo (Valladolid), en el paraje denominado Pico Las Yeseras, en una explotación activa de yeso (indicio 4164) en la Facies Cuestas. También pueden hallarse estas formas en las Yeseras al N de Santiago del Arroyo (Valladolid), aunque de tamaños pequeños ya que los nivelillos de yeso en que aparecen no tiene más allá de 10-15 cm de potencia, además de pequeñas maclas en punta de flecha.

Variscita Este mineral ha sido localizado exclusivamente en las comarcas de Aliste y Alba, en la región centro-occidental de la provincia de Zamora.

La variscita es un fosfato de aluminio hidratado (PO4 Al.2H2O) que raramente aparece en forma de cristales, haciéndolo en masas compactas o formando agregados nodulares o botroidales. Su color varía dentro de distintos tonos de verde y su textura y dureza media permiten su utilización como piedra ornamental, e incluso semipreciosa.

La explotación de las mineralizaciones de variscita de Zamora con el fin de utilizarla para la elaboración de abalorios se realizó desde tiempos prehistóricos hasta la época romana.

En tiempos modernos estas mineralizaciones fueron reconocidas y estudiadas por Arribas et al. (1971),

Desde el punto de vista geológico se presentan asociadas a los materiales silíceos de la serie volcano-sedimentaria silúrica del Sinforme de Alcañices. Se trata de materiales siliciclásticos depositados en un medio marino, con intercalaciones de calizas, cherts bandeados, cuarcitas y niveles epiclásticos. Las mineralizaciones de variscita aparecen asociadas especial y sistemáticamente a las intercalaciones de cherts bandeados, e independientemente del nivel estratigráfico en que éstos aparezcan (Fernández Turiel et al., 1992).

Los indicios más abundantes y mejor conocidos se localizan en el sector de Bercianos-Pobladura de Aliste (indicios 3888, 3889, 3891, 3892 y 3893); no obstante se conocen también en otros puntos del Sinclinal de Alcañices (indicios 3881, 3906 y 4073).

Estas variscitas han sido objeto de numerosos estudios cuyas aportaciones están recogidas en Fernández Turiel et al. (1992) y Moro et al. (1995). En general todos los autores diferencian dos tipos fundamentales de mineralización: uno con la variscita en lechos concordantes y alternando con las rocas silíceas encajantes y otra variscita de relleno de fracturas, la más explotada para la elaboración de objetos decorativos arqueológicos. En cuanto a su génesis, la primera parece deberse a procesos sedimentario-exhalativos (SEDEX) que han pseudomorfizado estructuras algares, laminadas o de oncolitos; la segunda se relaciona con el hidrotermalismo hercínico.

En el estudio de JCL 37 (1986) se realizaron tallas en cabujón con variscitas de Palazuelos, pero se concluyó que para poder utilizarse en joyería deberían


encontrarse masas mayores y en bloques que permitieran bien la talla. Su valor es pues fundamentalmente de coleccionismo y decorativo.

Otros Muy de pasada se citarán otros minerales encontrados en la Comunidad, más raramente bajo formas de valor ornamental o gemológico.

Granates: En Vegas de Matute (Segovia) (indicio 4773); en las proximidades de Pinilla de Fermoselle (Zamora); cerca del arroyo Picones, al sur de Villalcampo (Zamora).

Turmalina: A unos 3 km al sur de Fuentenebro (Burgos) (indicio 4198) gruesos prismas de turmalina negra, junto con moscovita, en un dique pegmatítico explotado hace años para beneficiar el feldespato.

Epidota: En la zona del puerto de Mijares (Ávila) (indicio 4898), en el skarn del contacto entre las migmatitas y las calizas.

Además de los aquí explicitados, el trabajo JCL 37 (1986) recoge ficha detallada de la presencia en la Comunidad de estos otros minerales: talco negro, cinabrio, esfalerita, galena, malaquita, fluorita, circón, thenardita, ortosa, goethita, tetraedrita, pirolusita, sílex, moscovita, asbesto, lepidolita, ambligonita, ópalo, calcedonia, gigantolita, rodocrosita y piromorfita.

Bibliografía 337

BIBLIOGRAFÍA


Abril Hurtado, J. (1981): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 157 (Oencia) . Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

AENOR (1954-90): Normas UNE de áridos.

Águeda Villar, J. A., Colmenero Navarro, J. R., Sánchez de la Torre, L. M., Goy Goy, J. L., Zazo Cardeña, C. (1982): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 480 (Fontiveros). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Aguilar Tomás, M. J., Ramírez del Pozo, J., Oriol Riba (1971): Algunas precisiones sobre la sedimentación y paleoecología del Cretácico inferior en la Zona de Utrillas-Villarroya de los Pinares (Teruel). Estudios Geol., 27: 497-512. (*)

Alba Enatarriaga, J., Fernández Alonso, F., Gonzalo Corral, F., Fernández Ruiz, J. M., Morcillo Oliva, J. S., Ruenz Selez, J. (1996): La geofísica como metodología de exploración Geológico-Minera de Arcillas Cerámicas en las cuencas Albienses de Olite (Teruel) y Basconcillos del Tozo (Burgos). Geogaceta, 20 (3): 710-712. (*)

Alberdi, M. T., López, N., Morales, J., Sese, C., Soria, D. (1981): Bioestratigrafía y biogeografía de la fauna de mamíferos de Los Valles de Fuent idueña (Segovia). Estudios Geol., 37: 503-511.

Alcalá del Olmo, L. (1972): Estudio sedimentológico de los arenales de Cuéllar. Estudios Geol., 28 (4-5): 345-359.

Alonso Castro, E., Franco González, M. P., Gonzalo Corral, J. C., Peinado, M., Fernández Calvo, C., Payán de Tejada González, F. J. (1994): Estudio de los recursos naturales de Castilla y León para su empleo en capas de rodadura . Junta de Castilla y León. 53 p. (*)

Alonso Castro, E., López Plaza, M. (1994): Estudio petrológico y estructural del área antiformal del oeste de Pereruela (provincia de Zamora). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 30: 65-100. (*)

Alonso Gavilán, G. (1981): Estratigrafía y sedimentología del Paleógeno del borde SO de la Cuenca del Duero (provincia de Salamanca) . Tesis Doctoral (Inédita). Univ. de Salamanca. 435 p.

Alonso Gavilán, G. (1982): Estratigrafía y sedimentología del Paleógeno en el borde suroccidental de la Cuenca del Duero (provincia de Salamanca) . Tesis Doctoral. Resumen. Univ. de Salamanca. 36 p. (*)

Alonso Gavilán, G. (1984): Evolución del sistema fluvial de la Formación Areniscas de Aldearrubia, (Paleógeno superior) (provincia de Salamanca). Mediterránea Ser. Geol., 3: 107-130. (*)

Alonso Gavilán, G. (1986): Paleogeografía del Eoceno superior-Oligoceno en el SO de la Cuenca del Duero (España). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 22: 71-92. (*)

Alonso Gavilán, G., Armenteros, I., Dabrio, C. J., Mediavilla López, R. M. (1987): Depósitos lacustres terciarios de la Cuenca del Duero (España). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 24 sup. 1: 47 p. (*)

Alonso Gavilán, G., Blanco, J. A., Sánchez Macías, S., Fernández Macarro, B., Santisteban Navarro, J. I. (1989a): Alteraciones asociadas a los paleosuelos de las Areniscas de Villamayor (Salamanca). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, Vol. Esp. 5: 187-207. (*)

Alonso Gavilán, G., Cantano Martín, M. (1987): La Formación Areniscas de Ciudad Rodrigo: Ejemplo de sedimentación controlada por paleorrelieves (Eoceno, fosa de Ciudad Rodrigo). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 24: 247-258. (*)

Bibliografía 339

Alonso Gavilán, G., Dabrio, C. J., Mediavilla, R. M., Armenteros, I. (1989b): Procesos sedimentarios y desarrollo de sand flats en ríos arenosos del Eoceno del suroeste de la Depresión del Duero. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, Vol. Esp. 5: 159-176. (*)

Alonso Gavilán, G., Recio, C., Fernández Macarro, B., Blanco, J. A. (1986): Control sedimentológico de los procesos de alteración y rubefacción en la Formación Areniscas de Aldearrubia (Eoceno superior, Salamanca). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 22: 37-59. (*)

Alonso Gavilán, G., Sánchez Benavides, F. G. (1992): Sedimentología del paleógeno de los alrededores de Salamanca. III Cong. Geol. Esp., Salamanca, Excursiones: 300-309. (*)

Alonso Rodríguez, J. (1986): Caracterización petrofísica y alterabilidad de calizas y dolomías. Tesis Doctoral (Inédita). Univ. de Oviedo. 309 p. (*)

Alonso, A. (1980): El Cretácico de la provincia de Segovia (borde norte del Sistema Central). Tesis Doctoral (Inédita). Univ. Complutense, Madrid. 271 p. (*)

Alonso, A., Floquet, M., Mas, J. R., Meléndez, A. (1993): Late Cretaceous carbonate platforms: Origin and Evolution, Iberian Range, Spain. In: Cretaceous carbonate platforms. (J.A.T. Simo et al., Eds.). Am. Assoc. Petrol. Geol. Mem. 56: 297-313. (*)

Alonso, A., Mas Mayoral, J. R. (1990): El Jurásico superior marino en el sector Demanda-Cameros (La Rioja-Soria). Cuad. Geol. Ibérica, 14: 173-198. (*)

Alonso, A., Meléndez, N., Mas Mayoral, J. R. (1991): Sedimentación lacustre durante el Cretácico en la Cordillera Ibérica, España. Acta Geol. Hisp., 26: 35-54. (*)

Alonso, J. L. (1985): Estructura y evolución tectonoestratigráfica de la región del Manto del Esla (Zona Cantábrica, NW de España) . Tesis Doctoral. Diputación Provincial de León. 276 p. (*)

Alonso, J. L. (1987): Sequences of thrusts and displacement transfer in the superposed driplexes of the Esla Nappe Region (Cantabrian zone, NW). J. Struct. Geol., 9: 969-983. (*)

Alonso, J. L., Álvarez Marrón, J., Aller, J., Bastida, F., Farias, P., Marcos, A., Marquínez, J., Pérez Estaún, A., Pulgar, J. A. (1992): Estructura de la Zona Cantábrica. In: Paleozoico Inferior de Ibero-América. (Gutiérrez Marco, J. C., Saavedra, J. & Rábano, I., Eds.). Univ. Extremadura. p. 423-434. (*)

Alonso, J. L., Pulgar, J. A., García Ramos, J. C., Barba, P. (1996): Tertiary basin and Alpine tectonic in the Cantabrian Mountains (NW Spain). In: Tertiary Basins of Spain: The Stratigraphic Record of Crustal Kinematics . (Friend, P. F.& Dabrio, C. J. Eds.). World and Regional Geology. Cambridge University Press. 6: 214-227. (*)

Alonso, J. L., Suárez, A., Rodríguez Fernández, L. R., Farias, P., Villegas, F. J. (1990): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 103 (La Pola de Gordón) . Segunda serie (MAGNA), Primera edición. ITGE. Madrid. (*)

Alonso-Azcárate, J., Rodas, M., Mas, R., Velasco, F. (1995): Origen de las piritas de la cuenca de Cameros, (La Rioja). Geogaceta, 18: 180-183. (*)

Álvarez de Buergo, E., García, A. (1996): Cálculo de reservas remanentes de hidrocarburos en zonas estructuralmente complejas: aplicación al campo de Ayoluengo (1ª parte). Geogaceta, 20 (1): 161-164. (*)


Álvarez Marrón, J., Pérez Estaún, A. (1988): Thin skinned tectonics in the Ponga region (Cantabrian Zone, NW Spain). Geol. Rundschau, 77 (1): 539-550. (*)

Álvarez Marrón, J., Pérez Estaún, A., Aller, J., Heredia, N. (1990): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 79 (Puebla de Lillo) . Segunda serie (MAGNA), Primera edición. ITGE. Madrid. (*)

Álvaro, M. (1987): La subsidencia tectónica en la Cordillera Ibérica durante el Mesozoico. Geogaceta, 3: 34-37. (*)

Aller, J. (1986): La estructura del sector meridional de las Unidades del Aramo y Cuenca Carbonífera Central. Tesis Doctoral. Principado de Asturias. 180 p. (*)

Aller, J. (1994): A 2 1/2D interpretation of the Cantabrian Zone magnetic anomaly using geological and geophysical constraints: structural implications. Rev. Soc. Geol. España, 7 (3-4): 327-335. (*)

Aller, J., Bastida, F. Brime, C., Pérez Estaún, A. (1987): Cleavage and its relation with metamorphic grade in the Cantabrian Zone (Hercynian of North -West Spain). Sci. Geol. Bull., 40 (3): 255-272. (*)

Aller, J., Gallasegui, J. (1995): Analysis of kilometric-scale superposed folding in the Central Coal Basin (Catabrian zone, NW Spain). Jour. Struct. Geol., 17 (7): 961-969. Pergamon. (*)

American Geological Institute (1960): Dictionary of geological terms. Doubleday & Company, Inc.. Dolphin Books. 545 p. (*)

Anadón, P. (1990): Los yesos de Cerezo (Mioceno superior continental, provincia de Burgos). In: Formaciones evaporíticas de la Cuenca del Ebro y cadenas periféricas, y de la zona de Levante. (Ortí Cabo, F., Salvany Durán, J. M., Eds). ENRESA-Univ. Barcelona. p. 127-131. (*)

Anes Álvarez, R., Tascón Fernández, L. J. (1993): Hullera Vasco-Leonesa. Los cien primeros años de su historia. Hullera Vasco-Leonesa S.A.. 237 p. (*)

Antona Blázquez, J. F. (1991): Fluidos mineralizadores en los yacimiento de oro de Saucelle y El Cabaco (Salamanca). Tesis Doctoral. Univ. de Salamanca. t. I: 111 p. (*)

Antona Blázquez, J. F., Fallick, A. E., García Sánchez, A. (1992): Estudio de isótopos estables en las mineralizaciones de W, As y Au de Saucelle -Barruecopardo. NW de Salamanca. Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 17: 327-340. (*)

Antona Blázquez, J. F., Fallick, A. E., García Sánchez, A. (1994b): Source of fluids in the auriferous El Cabaco mineralized zone, southern Salamanca. International Geol. Review, 36: 687-702. (*)

Antona Blázquez, J. F., Fallick, A., García Sánchez, A. (1994a): Fluid-inclusion and stable-isotope studies of gold-tungsten bearing hydrothermal deposits, Saucelle-Barruecopardo area, Spain. Eur. J. Mineral, 6: 819-835. (*)

Antona Blazquez, J. F., García Sánchez, A. (1993): Inclusiones fluidas en el yacimiento aurífero de El Cabaco provincia de Salamanca. Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 18: 121-132. (*)

Antona Blázquez, J. F., Martínez Catalán, J. R. (1990): Interpretación de la Formación San Vitero en relación con la orogenia Hercínica. Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 15: 257-269. (*)

Antona Blázquez, J. F., Sada, C., García Sánchez, A., Gracia Plaza, A. S. (1989): Caracteres geoquímicos y mineralógicos de los granitos mineralizados (W, As, Au) de El Cabaco Sur de Salamanca. Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 14: 167-176. (*)

Bibliografía 341

Aparicio, A., Barrera, J. L., Carballo y Ortega, J. M., Peinado, M., Tinao Alcocer, J. M. (1975): Los materiales graníticos hercínicos del Sistema Central Español . Colección Memorias. IGME. 88: 145 p. (*)

Aracil, E., Hernando, S. (1988): Las Facies de transición del Buntsandstein al Muschelkalk entre Cuevas de Ayllón y Termancia (provincia de Soria). Rev. Soc. Geol. España, 1 (1-2):89-96. (*)

Aracil, E., Hernando, S. (1988): Las facies Keuper al SW de la provincia de Soria. Estudios Geol., 44: 211-217. (*)

Aragonés Valls, E. (1978): Las mineralizaciones paleozoicas de hierro del sector central de la Cordillera Ibérica (área de Moncayo). Bol. Geol. Min., LXXXIX: 53-57. (*)

Aramburu, C. (1989): El Cámbrico-Ordovícico de la Zona Cantábrica (NO de España). Tesis Doctoral (Inédita). Univ. Oviedo. 530 p.

Aramburu, C., García Ramos, J. C. (1988): Presencia de la discontinuidad sárdica en la Zona Cantábrica. Geogaceta, 5: 11-13. (*)

Aramburu, C., García Ramos, J. C. (1993): La sedimentación cambro-ordovícica en la Zona Cantábrica (NO de España). Trabajos Geol. Univ. Oviedo, 19: 45-73. (*)

Aramburu, C., Truyols, J., Arbizu, M., Méndez Bedia, S., Zamarreño, I., García Ramos, J. C., Suárez de Centi, C., Valenzuela, M. (1992): El Paleozoico inferior de la Zona Cantábrica. In: Paleozoico Inferior de Ibero-América. (Gutiérrez Marco, J. C., Saavedra, J. & Rábano, I., Eds.). Univ. Extremadura. p. 397-421. (*)

Arce Duarte, J. M., Monteserín, V. (1981): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 306 (Villardeciervos). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Arenas, R., Fúster, J. M., Martínez Salanova, J., Del Olmo Sanz, A., Villaseca, C. (1991a): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 483 (Segovia) . Segunda serie (MAGNA), Primera edición. ITGE. Madrid. (*)

Arenas, R., Fúster, J. M., Villaseca, C., Del Olmo Sanz, A., Pineda, A. (1991b): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 457 (Turégano) . Segunda serie (MAGNA), Primera edición. ITGE. Madrid. (*)

Ares Yáñez, M., Gutiérrez Alonso, G., Díez Balda, M. A., Álvarez, F. (1995): La prolongación del despegue de Salamanca (segunda fase de deformación varisca) en el horst de Mirueña (Zona Centro Ibérica). Rev. Soc. Geol. España, 8 (3): 175-191. (*)

Armenteros, I. (1986): Estratigrafía y sedimentología del Neógeno del sector suroriental de la Depresión del Duero (Aranda de Duero). Ediciones Diputación Salamanca, Serie Castilla y León. 1: 471 p. (*)

Armenteros, I. (1989): Alteración del sustrato y encostramientos carbonáticos ligados a la discontinuidad cretácio-terciaria en el borde este del Sistema Central (España). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, Vol. Esp. 5: 13-54. (*)

Armenteros, I. (1991): Contribución al conocimiento del Mioceno lacustre de la cuenca terciaria del Duero (sector centro-oriental, Valladolid-Peñafiel-Sacramenia-Cuéllar). Acta Geol. Hisp., 26: 97-131. (*)

Armenteros, I. (1994): Síntesis del Paleógeno del borde oriental de la Cuenca de Almazán (Soria): Geología del yacimiento de Mazaterón. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 29: 145-156. (*)

Armenteros, I., Acosta, J. M., Blanco, J. A. (1989b): Sedimentología y mineralogía de las facies Fluvio Lacustres Miocenas en el sector central de la Depresión del


Duero (Este de Valladolid). XII Cong. Esp. Sedimentologia, Leioa, Vizcaya, Comunicaciones: 11-13. ITGE. (*)

Armenteros, I., Bustillo, M. A. (1996): Sedimentología, paleoalteraciones y diagénesis en la unidad Carbonática de Cihuela (Eoceno superior de la Cuenca de Almazán, Soria). Geogaceta, 20 (2): 266-269. (*)

Armenteros, I., Bustillo, M. A., Blanco, J. A. (1995): Pedogenic and groundwater processes in a closed Miocene basin (northern Spain). Sedim. Geol., 99: 17-36. (*)

Armenteros, I., Carballeira, J., Corrochano, A., Corrales, I., Alonso Gavilán, G. (1982): Los abanicos aluviales terciarios del flanco norte de la Sierra Honrubia-Pradales. Temas Geol. Min. Inst. Geol. Min., España, 6 (1): 109-123. (*)

Armenteros, I., Corrochano, A. (1994): Lacustrine record in the continental Tertiary Duero Basin (northern Spain). In: A global geological record of lacustrine basin . (E. Gierlowski and K. Kelts, Eds.). Cambridge University Press. 1: 47-52. (*)

Armenteros, I., Dabrio, C. J., Guisado, R., Sánchez de Vega, A. (1989a): Megasecuencias sedimentarias del Terciario del borde oriental de la Cuenca de Almazán (Soria-Zaragoza). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, Vol. Esp. 5: 107-127. (*)

Armenteros, I., Fernández Macarro, B., Recio, C., Blanco, J. A. (1986): Análisis sedimentológico y paleogeografía en el Mioceno del sector de Sacramenia (Segovia)-Peñafiel (Valladolid). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 22: 247-262. (*)

Arnáiz, I., Robles, S. (1992): Caracterización geofísica de las facies terrígenas continentales del Cretácico Medio de la parte suroccidental de la cuenca Vascocantábrica aplicada a su interpretación sedimentaria, d istribución de lignitos y análisis de Cuenca. III Cong. Geol. Esp., Salamanca, Actas tomo 1: 45-49. (*)

Arnáiz, I., Robles, S., Pujalte, V. (1991): Correlación entre registros de sondeos y series de superficie del Aptiense-Albiense continental del extremo SW de la Cuenca Vascocantábrica y su aplicación a la identificación de zonas lignitíferas. Geogaceta, 10: 65-68. (*)

Arnáiz, J., Arribas Moreno, A., García, A. (1984): Las episienitas uraníferas de Sobradillo (Salamanca). VII Cong. Inter. de Minería y Metalurgia, Barcelona, 1: 311.

Arribas Moreno, A. (1960): Mineralogy of the Spanish uraniferous deposits. XXII Int. Geol. Cong., Copenague, 15: 98-108.

Arribas Moreno, A. (1962): Las pizarras uraníferas de la provincia de Salamanca. Estudios Geológicos, XVII: 155.

Arribas Moreno, A. (1963): Mineralogía y metalogenia de los yacimientos españoles de uranio. Valdemascaño (Lumbrales, Salamanca). Not. Com. Inst. Geol. Min. España, 70: 25-45. (*)

Arribas Moreno, A. (1964): Mineralogía y metalogenia de los yacimientos españoles de uranio Peralonso, Villar de Peralonso (Salamanca). Estudios Geol., 20: 149-169. (*)

Arribas Moreno, A. (1970): Las pizarras uraniferas de la provincia de Salamanca. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 1: 7-45. (*)

Arribas Moreno, A. (1975): Caracteres geológicos de los yacimientos españoles de uranio. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 9: 7-63. (*)

Bibliografía 343

Arribas Moreno, A. (1978): Mineral Paragenesis in the Variscan Metallogeny of Spain. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 14: 223-260. (*)

Arribas Moreno, A. (1980a): El yacimiento de tungsteno de Barruecopardo. Bol. Geol. Min., 91 (2): 160-168. (*)

Arribas Moreno, A. (1980b): Los yacimientos de tungsteno de la zona de Morille (provincia de Salamanca). Bol. Geol. Min., XCI-II: 143-159. (*)

Arribas Moreno, A. (1985): Origen, transporte y deposición del uranio en los yacimientos en pizarras de la provincia de Salamanca. Estudios Geol., 41: 301-321. (*)

Arribas Moreno, A. (1987): Sobre el origen de las mineralizaciones españolas de uranio en rocas metasedimentarias. Bol. Geol. Min., XCVIII-V: 705-711. (*)

Arribas Moreno, A. (1992): Yacimientos españoles de Uranio. In: Recursos Minerales de España. (García Guinea, J., Martínez Frías, J., Eds.). CSIC. p. 1403-1419. (*)

Arribas Moreno, A., Arribas Rosado, A., Gumiel Martínez, P., Martín Izard, A., Reguilón Bragado, R. (1987): Caracteres metalogenéticos de los yacimientos minerales asociados a los granitoides del Macizo Hespérico. In: Geología de los granitoides y rocas asociadas del Macizo Hespérico. (Bea, F., Carnicero, A., Gonzalo, J.C., López Plaza, M. y Rodríguez Alonso, M.D., Eds.). Libro Homenaje a L. C. García de Figuerola. Ed. RUEDA. Madrid. p. 233-263. (*)

Arribas Moreno, A., Galán, E., Martín Pozas, J. M., Nicolau, J., Salvador, P. (1971): Estudio mineralógico de la variscita de Palazuelo de las Cuevas , Zamora (España). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 2: 115-132. (*)

Arribas Moreno, A., Gonzalo Corral, F. J., Iglesias, M. (1981): Génesis de una mineralización asociada a una cúpula granítica: el yacimiento de Sn de Golpejas (Salamanca). Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 3: 563-592. (*)

Arribas Moreno, A., Jiménez Fuentes, E., Reguilón Bragado, R., Moro Benito, C., Arribas Rosado, A. (1982): Sector Geológico-Minero. In: Perfil Económico de Castilla y León. p. 27-81. (*)

Arribas Moreno, A., Martín Izard, A., Montes, J. (1983): Las mineralizaciones de uranio de la zona de Alameda de Gardón y su posición en el contexto geotectónico y metalogénico de las pizarras del oeste de la provincia de Salamanca. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 18: 201-224. (*)

Arribas Moreno, A., Martín Izard, A., Montes, J. (1984a): Distribución geoquímica del uranio en los metasedimentos del oeste de la provincia de Salamanca. VII Cong. Inter. de Minería y Metalurgia, Barcelona.

Arribas Moreno, A., Moro, C. (1985): Mineralizaciones españolas de Pb-Zn asociadas a fenómenos cársticos en rocas triásicas y jurásicas. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 21: 125-152. (*)

Arribas Moreno, A., Polo Díez, V., Jiménez Fuentes, E. (1984b): La enfermedad de la piedra en la Arenisca de Villamayor: diagnóstico, tratamiento y conservación. In: Estudio sobre las alteraciones y tratamiento de la Piedra de Villamayor . Caja de Ahorros y M. P. de Salamanca. p. 5-169. (*)

Arribas Rosado, A. (1983): Geología y metalogenia del yacimiento Virgen de la Encina, Ponferrada (León). Tecniterrae, 56: 36-75. (*)

Arribas Rosado, A. (1986): The significance of tournaline in stratabound tungsten deposits in Spain. Colloque Europeen, 33 p. Gisements de Tungstene. Toulouse. (*)


Arthaud, F., Matte, P. (1975): Les décrochements tardihercyniens du sud-ouest de l'Europe. Géometrie et éssai de réconstitution des conditions de la déformation. Tectonophysics, 25: 139-171.

Ayarza, P. (1992): Estudio estructural del antiforme de Castellanos . Tesis de Licenciatura. (Inédita). Univ. de Salamanca. 115 p. (*)

Azcárate Martín, J. E. (1988): Descubrimiento de yacimientos de caolín en la comarca de Sayago (Zamora-Salamanca); un nuevo distrito minero con trascendencia regional e internacional. VIII Cong. Inter. Min. y Met. Oviedo, 652-664. (*)

Azor, A., González Lodeiro, F., Hacar Rodríguez, M., Martín Parra, L. M., Martínez Catalán, J. R., Pérez Estaún, A. (1992): Estratigrafía y estructura del Paleozoico en el Dominio del Ollo de Sapo. In: Paleozoico Inferior de Ibero-América. (Gutiérrez Marco, J. C., Saavedra, J. & Rábano, I., Eds.). Univ. Extremadura. p. 470-483. (*)

Azor, A., González Lodeiro, F., Martín Parra, L. M., Villar Alonso, P. (1994): La estructura del sector de Buitrago-Somosierra (Sistema Central). Bol. Geol. Min., 105 (2): 3-16. (*)

Bahamonde, J. R., Nuño, C. (1991): Características geológicas del sinclinal de Santa María de Redondo. Bol. Geol. Min., 102 (2): 219-239. (*)

Barba Regidor, F. J., Sánchez de la Torre, L. (1983): La sedimentación carbonífera en el área del Cellón (Puerto de Pajares, Asturias-León). X Congrés International de Stratigraphie et de Géologie du Carbonifère, Madrid, III: 311-322. (*)

Barba, P., Colmenero, J. R. (1994): Estratigrafía y sedimentología de la sucesión Westfaliense del borde sureste de la Cuenca Carbonífera Central (Zona Cantábrica, N de España). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 30: 139-204. (*)

Barba, P., Heredia, N., Villa, E. (1991): Estratigrafía y edad del Grupo Lena en el sector de Lois-Ciguera (Cuenca Carbonífera Central, NO de España). Rev. Soc. Geol. España, 4 (1-2): 61-77. (*)

Barbier, S. (1986): Les Skarns à W-Zn-Cu du dôme de Revenga (Segovia, Espagne). Memoria. Univ. Pierre-Marie Curie, París. 22 p.

Bard, J. P., Capdevila, R., Matte, Ph. (1971): Sobre el tipo del metamorfismo regional progresivo hercínico en el Guadarrama oriental (Sistema Central español). Acta Geol. Hisp., 6 (2): 46-48. (*)

Barrenechea, J. F., Rodas, M., Arche, A. (1992): Relation between graphitization of organic matter and clay mineralogy, Silurian black shales in Central Spain. Min. Mag., 56: 477-485. (*)

Barrois, CH. (1882): Recherches sur les terrains anciens des Asturies et de la Galice. Mem. Soc. Géol. du Nord, 2: 1-630.

Barros Lorenzo, J. C. (1989): Nuevos datos geológicos y cartográficos sobre el flanco sur del Sinclinorio de Truchas (Ourense-León, NW de España). Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 14: 93-116. (*)

Barros, J. C., Hacar, M., Lombardero, M., Rubio, V. (1984): Estudio geológico minero de los niveles de pizarras para cubiertas en el Sinclinal de Truchas (Orense-León). IGME. (*)

Bastida, F., Aller, J., Pulgar, J. A. (1990): Desarrollo y significado de las foliaciones tectónicas en el Macizo Herciniano del NW de España. Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 15: 133-156. (*)

Bibliografía 345

Bastida, F., Castro, S. (1988): Estructura del sector septentrional de la Escama de Tameza (Zona Cantábrica, NW de España). Trabajos Geol. Univ. Oviedo, 17: 67-85.

Bastida, F., Marcos, A., Pérez Estaún, A., Pulgar, J. A. (1984): Geometría y evolución estructural del Manto de Somiedo (Zona Cantábrica, NO España). Bol. Geol. Min., 95 (6): 517-539. (*)

Bea, F., Corretgé, L. G. (1986): Petrography, geochemistry and differentiation models of lamprophyres from Sierra de Gredos. Central Spain. Hercynica, II (1): 1-15.

Bea, F., Ibarra, I., Pereira Gómez, M. D. (1990): Migmatización y anatexia en la Formación Almohalla, complejo anatéctico de la Peña Negra, batolito de Ávila. Bol. Geol. Min., 101 (2): 3-25. (*)

Bea, F., Moreno Ventas, I. (1985): Diferentes series de rocas con afinidades granodioríticas en la Sierra de Gredos (Batolito de Ávila, Sistema Central Español). Criterios para su identificación. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 20: 175-203. (*)

Bea, F., Pereira Gómez, M. D. (1990): Estudio petrológico del complejo anatéctico de la Peña Negra (Batolito de Ávila, España Central). Rev. Soc. Geol. España, 3 (1-2): 87-104. (*)

Bellido Mulas, F., Casillas, R., Navidad, De Pablo Maciá, J. G., Peinado, M., Villaseca, C. (1990b): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 532 (Las Navas del Marqués). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. ITGE. Madrid. (*)

Bellido Mulas, F., Fúster, J. M., Martín Serrano, A., Navidad, M., Del Olmo Sanz, J. G., Del Olmo Sanz, A., Villaseca, C. (1990a): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 507 (El Espinar). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. ITGE. Madrid. (*)

Bellido, F., Escuder, J., Klein, E., Del Olmo Sanz, A., Casquet, C., Navidad, M., Peinado, M. (1991): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 484 (Buitrago del Lozoya). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. ITGE. Madrid. (*)

Bergamín, J. F., Casquet, C., Fúster, J. M., González Casado, J. M., Peinado M. (1989): La falla de Santa Mª la Real de Nieva. Un accidente extensional hercínico en el Sistema Central Español. Interpretación geofísica y geológica. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 4: 27-40. (*)

Bergamín, J. F., De Vicente, G., Tejero, R., Sánchez Serrano, F., Gómez, D., Muñoz Martín, A., Perucha, M. A. (1996): Cuantificación del desplazamiento dextroso alpino en la Cordillera Ibérica a partir de datos gravimétricos. Geogaceta, 20 (4): 917-920. (*)

Beuther, A. (1966): Geologische Untersuchungen in Wealden und Utrillas schichten in westteil der Sierra de Los Cameros (Nordwestliche Iberische Ketten). Spainen. Beih. Geol. Jb., 44: 103-121.

Blanco, J. A., Cantano, M. (1983): Silicification contemporaine à la sédimentation dans l'unité basale du Paléogène du bassin du Duero (Espagne). Sci. Geol. Mém., 72: 7-18. (*)

Blanco, J. A., Cantano, M., Armenteros, I., Fernández Macarro, B., Sánchez Macías, S. (1989): Superposiciones de procesos de alteración en la Serie Roja miocena de la Fosa de Ciudad Rodrigo. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, Vol. Esp. 5: 223-238. (*)


Blanco, J. A., Corrochano, A., Montigny, R, Thuizat, R. (1982): Sur l'âge du début de la sédimentation dans le basin du Duero (Espagne). Attribution au Paléocene par dataction isotopique des alunites de l'unité inférieure. R. C. Acad. Sc. Paris, Serie II.295: 259-262. (*)

Blázquez, J. M. (1970): Fuentes literarias griegas y romanas referentes a las explotaciones mineras de la Hispania romana. I Col. Int. sobre Hist. de la Min., León, 1: 117-150. (*)

Bodega Barahona, F. (1982): Fase previa de investigaciones en el P. I. Santa Bárbara nº 1355 (Zamora). Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 3: 481-494. (*)

Bond, J. (1996): Tectono-sedimentary evolution of the Almazán Basin, NE Spain. In: Tertiary Basins of Spain: The Stratigraphic Record of Crustal Kinematics . (Friend, P. F.& Dabrio, C. J. Eds.). World and Regional Geology. Cambridge University Press. 6: 203-213. (*)

Boni, M., Bechstädt, T., Russo, A. (1993): Metallogenesis of parts of North Gondwana during Cambrian to Early Ordovician. In: Current Research in Geology Applied to Ore Deposits. (Fenoll, P., Torres-Rúiz, J.A. & Gervilla, F., Eds.). p. 287-290. (*)

Boquera Fillol, J., Jiménez Benayas, S. (1975): Yacimientos de hierro en el Paleozoico de la Sierra de la Demanda. V Jornadas Nac. Minero-Metalúrgicas, Bilbao: 105-117. (*)

Boschma, D., Staalduinen, C. L. Van (1968): Mappable units of the Carboniferous in the southern Cantabrian Mountains. Leid. Geol. Med., 43: 221-232.

Both, R. A., Arribas, A. (1993): The origin of Breccia-Hosted uranium deposits in Carbonaceous metasediments of the Iberian Peninsula: Stable Isotope studies of the Fe deposit, Salamanca Province, Spain. Bol. Soc. Esp. Mineral., 16 (1): 77-78. (*)

Both, R. A., Arribas, A., De Saint-Andre, B. (1994): The origin of Breccia-Hosted uranium deposits in carbonaceous metasediments of the iberian Peninsula: UPB Geochronology and stable isotope studies of the deposit, Salamanca Province, Spain. Econ. Geol., 89: 584-601. (*)

Bowman, M. B. J. (1982): The stratigraphy of the San Emiliano formation and its relationship to other namurian/westphalian sequences in the Cantabrian Mts., N W Spain. Trabajos Geol. Univ. Oviedo, 12: 23-35. (*)

Brouwer, S. A. (1964): Deux facies dans le Dévonien des Montagnes Cantabriques méridionales. Brev. Geol. Astúrica, 8 (1-4): 3-10.

Brouwer, S. A., Ginkel, A. C. Van (1964): La succession carbonifère dans la partie méridionale des Montagnes Cantabriques (Espagne du Nord-Ouest). V Congrés International de Stratigraphie et de Geologie du Carbonifere, Paris: 1: 307-319.

Buscalioni, A. D., Martínez Salanova, J. (1990): Los vertebrados fósiles del yacimiento cretácico de Armuña (Prov. Segovia, España). Com. Reunión de Tafonomía y Fosilización. Madrid, 51-57. (*)

Bustillo Revuelta, M. A., Marfil, R., Ubanell, A. G., De la Peña, J. A. (1982): Presencia y origen de alunita en el borde meridional de la Cuenca del Duero (provincia de Ávila). Temas Geol. Min. Inst. Geol. Min., España, 6 (1): 127-149. (*)

Bustillo Revuelta, M. A., Martín Serrano, A. (1980): Caracterización y significado de las rocas silíceas y ferruginosas del Paleoceno de Zamora. Tecniterrae, 36: 14-29. (*)

Bibliografía 347

Buxant, P. (1976): Étude géologique de la région de Barruecopardo et de ses minéralisations de tungstène (Province de Salamanca). Bol. Geol. Min., 87 (2): 119-143. (*)

Caballero Donoso, J. M., Casquet, C., Galindo, C., González Casado, J. M., Snelling, N., Tornos, F. (1992): Dating of hydrothermal events in the Sierra del Guadarrama, Iberian Hercynian Belt. Spain. Geogaceta, 11: 18-22. (*)

Caballero, M. A., Menéndez del Valle, F., Martín Vivaldi, J. L. (1974): Yacimientos españoles de bauxitas y alunitas. Bol. Geol. Min., LXXXV-I: 32-42. (*)

Calvo, J. P., Daams, R., Morales, J., López-Martínez, N., Agustí, J., Anadón, P., Armenteros, I., Cabrera, L., Civis, J., Corrochano, A., Díez-Molina, M., Elizaga, E., Hoyos, M., Martín-Suárez, E., Martínez, J., Moissenet, E., Muñoz, A., Pérez García, A., (1993): Up-To-Date Spanish continental Neogene synthesis and Paleoclimatic interpretation. Rev. Soc. Geol. España, 6 (3-4): 29-40. (*)

Cañada Guerrero, F. (1974): El yacimiento de alunita de Negredo (Segovia). Consideraciones sobre su génesis. Bol. Geol. Min., LXXXV-IV: 430-435. (*)

Capdevilla, R. (1969): Le métamorphisme régional progressif et les granites dans le segment hercynien de Galice nord oriental (NW de l'Espagne) . Tesis Doctoral (Inédita). Univ. de Montpellier.

Capote, R. (1983): La tectónica de la Cordillera Ibérica. In: Libro Hom. J.M: Ríos, Geología de España. (Comba, J.A., Ed.). IGME. II: 108-119. (*)

Capote, R., De Vicente, G., González Casado, J. M. (1990): Evolución de las deformaciones alpinas en el Sistema Central Español (S. C. E.). Geogaceta, 7: 20-22. (*)

Carballeira Cueto, J., Pol Méndez, C. (1986): Características y evolución de los sedimentos lacustres miocenos de la región de Tordesillas (Facies de las Cuestas) en el sector central de la Cuenca del Duero. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 22: 213-246. (*)

Carnicero, M. A. (1980): Estudio petrológico del metamorfismo y los granitoides entre Cipérez y Aldea del Obispo (W de la provincia de Salamanca) . Tesis Doctoral. Resumen. Univ. de Salamanca. 25 p. (*)

Carnicero, M. A. (1981): Granitoides del centro oeste de la provincia de Salamanca. Clasificación y correlación. Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 2: 45-48. (*)

Carnicero, M. A., López Plaza, M., Delgado, J. C. (1987): Estudio petrológico del granito de Villavieja de Yeltes (Salamanca). Mem. Mus. Labor. Mine. Geol. Fac. Ciências do Porto, 1: 21-37.

Carreras Suárez, F., Del Olmo Zamora, P., Ramírez de Pozo, J. (1979): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 109 (Villarcayo) . Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Carreras Suárez, F., Olivé Davó, A. (1982): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 235 (San Cebrián de Campos). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Carrington da Costa, J. (1950): Noticia sobre una carta geológica do Buçaco, de Nery Delgado. Com. Serv. Geol. Port.

Casas Ruiz, J. (1990): Los Minerales Industriales en España. Bol. Inf. del ICOG, 6: 48-55. (*)

Casas Sáinz, A., Cortés, A., Gil, A., Maestro, A., Muñoz, A., Pocovi, A., Martínez, B., Oliva, B., Liesa, C., Castillo, E., Pueyo, E., Millán, H., Simón, J. L., Arlegui, L., Aurell, M., Mata, M. P., Tena, S., Román, T. (1995): Estructura y evolución


mesozoico-terciaria de las Sierras de Cameros-Demanda (Cordillera Ibérica). VII Reunión de la Comisión de Tectónica de la S.G.E., Logroño, Guía de Campo: 113 p. (*)

Casillas, R. (1989): Las asociaciones plutónicas tardihercínicas del sector occidental de la Sierra de Guadarrama-Sistema Central Español (Las Navas del Marqués-San Martín de Valdeiglesias). Tesis Doctoral (Inédita). Univ. de Madrid.

Casillas, R., Brändle Matesanz, J. L., Huertas, M. J., Peinado, M., Pérez Soba Aguilar, C., Villaseca González, C. (1991): Contenido y variación de las tierras raras en los granitoides tardihercínicos de la Sierra de Guadarrama. (S. C. E.). Bol. Soc. Esp. Mineral., 14: 261-271. (*)

Casillas, R., Nagy, G., Pantö, G., Brändle, J. L., Fórizs, I. (1995): Occurrences of Th, U, Y, Zr and REE bearing accesory minerals in late-Variscan granitic rocks from the Sierra de Guadarrama (Spain). Eur. J. Mineral., 7: 1-18.

Casillas, R., Peinado, M. (1987): Secuencias graníticas en el área de San Martín de Valdeiglesias (Sistema Central Español). In: Geología de los granitoides y rocas asociadas del Macizo Hespérico. (Bea, F., Carnicero, A., Gonzalo, J.C., López Plaza, M. y Rodríguez Alonso, M.D., Eds.). Libro Homenaje a L. C. García de Figuerola. Ed. RUEDA. Madrid. p. 281-292. (*)

Casillas, R., Peinado, M., Brändle, J. L. (1989): Génesis y evolución de la asociación calcoalcalina del sector occidental de la Sierra de Guadarrama. (Sistema Central Español). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 4: 61-80. (*)

Casquet, C., Galindo, C., González Casado, J. M., Alonso, A., Mas, R., Rodas, M., García, E., Barrenechea, J. F. (1992): El metamorfismo en la Cuenca de los Cameros. Geocronología e implicaciones tectónicas. Geogaceta, 11: 22-25. (*)

Castro, A., Moreno Ventas, I., De la Rosa, J. D. (1994): Rocas plutónicas híbridas y mecanismos de hibridación en el Macizo Ibérico Hercínico. Bol. Geol. Min., 105 (3): 63-83. (*)

CEDEX (1972-76): Normas de ensayo NLT.

Cifuentes González, J. (1995): La minería en Castilla y León. Industria Minera, 327: 35-44. (*)

Ciry, R. (1939): Étude géologique d'une partie des provinces de Burgos, Palencia, Leon et Santander. Bull. Soc. Hist. Nat. Toulouse, t. 74.

Civis, J., Armenteros, I., Valle, M. F., González Delgado, J., Rivas Carballo, R., Sierro, F. J., Flores, J. A. (1989): Moluscos, ostrácodos y palinología de las facies fluvio-lacustres del Neógeno del SE de la provincia de Valladolid (Cuenca del Duero). Geogaceta, 6: 78-81. (*)

Closas, J., Font Altaba, M. (1960): Estudio de un yacimiento de bauxita en el Paleozoico de León. Estudios Geol., 16: 157-161.

Colchen, M. (1974): Géologie de la Sierra de la Demanda. Burgos-Logroño (Espagne). Colección Memorias. Tesis Doctoral. IGME. 2 tomos. (*)

Colmenero, J. R., Águeda, J. A., Bahamonde, J. R., Barba, F. J., Barba, P., Fernández, L.P., Salvador, C. I. (1993): Evolución de la cuenca de antepais namuriense y westfaliense de la Zona Cantábrica, Noroeste de España. Comptes Rendus XII-ICC, 2: 175-190. (*)

Colmenero, J. R., García Ramos, J. C., Manjón, M., Vargas, I. (1982a): Evolución de la sedimentación terciaria en el borde N de la Cuenca del Duero entre los valles de Torio y Pisuerga (León-Palencia). Temas Geol. Min. Inst. Geol. Min., España, 6 (1): 171-181. (*)

Bibliografía 349

Colmenero, J. R., Manjón, M., García Ramos, J. C., Vargas, I. (1982b): Depósitos aluviales cíclicos en el Paleogeno del borde N de la Cuenca del Duero (León -Palencia). Temas Geol. Min. Inst. Geol. Min., España, 6 (1): 185-196. (*)

Colmenero, J. R., Vargas Alonso, I., García-Ramos, J. C., Manjón Rubio, M., Crespo Zamorano, A., Matas González, J. (1982c): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 132 (Guardo). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Coma Molist, F. (1985): Litología, tectónica y mineralización del yacimiento de Fe Saelices el Chico, Salamanca. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 20: 7-18. (*)

Compte, P. (1936): Le Dévonien moyen et supérieur du Leon (Espagne). C. R. Acad. Sci. Paris, 202: 1198-1200.

Compte, P. (1936): Le Dévonien inférieur du Leon (Espagne). C. R. Acad. Sci. Paris, 202: 771-773.

Compte, P. (1937): La série cambrienne et silurienne du Leon (Espagne). C. R. Acad. Sci. Paris, 204: 604-606.

Consejo Superior de Colegios de Ingenieros de Minas (1996): La minería en España. Situación actual y posibilidades de desarrollo. 3 t. (*)

Cordero, P., Corrochano, A., Carballeira, J. (1982): El Paleógeno del sector septentrional de la Cuenca de Ciudad Rodrigo (alrededores de Torresmenudas, Salamanca). Temas Geol. Min. Inst. Geol. Min., España, 6 (1): 199-207. (*)

Corrales, I. (1971): La sedimentación durante el Estefaniense B-C en Cangas de Narcea, Rengos y Villablino (NW de España). Trabajos Geol. Univ. Oviedo, 3: 69-73. (*)

Corrales, I., Carballeira, J., Corrochano, A., Pol, C., Armenteros, I. (1978): Las facies miocenas del sector sur de la Cuenca del Duero. Publ. Depto. Estrat. Univ. Salamanca, 9: 7-15. (*)

Corrales, I., Carballerira, J., Flor, G., Pol, C., Corrochano, A. (1986): Alluvial sediments in the northwestern part of the Duero basin (Spain). Sedimentary Geology, 47: 149-166.

Corrales, I., Rossel, J., Sánchez de la Torre, L., Vera Torres, J. A., Vilas Minondo, L. (1977): Estratigrafía. RUEDA. 718 p. (*)

Corrales, I., Valladares, I. (1980): Facies carbonatadas del Cámbrico de Salamanca. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 16: 95-102. (*)

Corretgé, L. G., González Montero, P., Suárez, O. (1988): Las trayectorias de las variables termodinámicas en la sucesión paragenética del skarn de Carracedo (Palencia, España). Bol. Soc. Esp. Mineral., 11 (1): 81-88. (*)

Corretgé, L. G., López Plaza, M. (1977): Geología del área granítica y metamórfica al oeste de Ciudad Rodrigo (Salamanca): II. Las rocas graníticas. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 12: 47-73. (*)

Corretgé, L. G., Martínez Fernández, F. J. (1978): Problemas sobre estructura y emplazamiento de los granitoides: aplicación a los batolitos hercínicos del centro -oeste de la Meseta Ibérica. Cuad. Sem. Est. Cerám. Sargadelos, 27: 112-137. (*)

Corretgé, L. G., Suárez, O. (1990): Igneous Rocks. In: Pre-mesozoic Geology of Iberia. (Dallmeyer, R. D., Martínez García, E.). Springer-Verlag. p. 72-79. (*)


Corretgé, L. G., Ugidos, J. M., Martínez, F. J. (1977): Les séries granitiques varisques du secteur centre-occidental espagnol. Coll. intern. CNRS, Rennes, 243: 453-461. La chaîne varisque d'Europe moyenne et occidentale . (*)

Corrochano, A. (1977): Estratigrafía y sedimentología del Paleógeno de la provincia de Zamora. Tesis Doctoral (Inédita). Univ. de Salamanca.

Corrochano, A. (1980): Los sistemas de abanicos aluviales del Paleógeno de Zamora. IX Cong. Nac. Sedim., Salamanca, Guía de campo, 48-77. Univ. Salamanca. (*)

Corrochano, A. (1982): El Paleógeno del borde occidental de la Cuenca del Duero (provincia de Zamora). Temas Geol. Min. Inst. Geol. Min., España, 6 (2): 687-697. (*)

Corrochano, A. (1989): Facies del Cretácico terminal y arquitectura secuencial de los abanicos aluviales terciarios del borde norte de la Depresión del Duero. (Valle de las Arrimadas, León). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, Vol. Esp. 5: 89-106. (*)

Corrochano, A., Armenteros, I. (1989): Los sistemas lacustres de la Cuenca terciaria del Duero. Acta Geol. Hisp., 24 (3-4): 259-279. (*)

Corrochano, A., Armenteros, I., Pérez, C., Sánchez de la Vega, A., San Dimas, L. F. (1991): Distribución de arcillas en la Unidad de Cuestas (Neógeno de la Cuenca del Duero). Geogaceta, 10: 22-24. (*)

Corrochano, A., Carballeira, A. (1983b): El terciario del ángulo noroeste de la cuenda del Duero. In: Libro Hom. J.M: Ríos, Geología de España. (Comba, J.A., Ed.). IGME. II: 502-507. (*)

Corrochano, A., Carballeira, A. (1983a): Las depresiones del borde suroccidental de la Cuenca del Duero. In: Libro Hom. J.M: Ríos, Geología de España . (Comba, J.A., Ed.). IGME. II: 513-521. (*)

Corrochano, A., Pena Dos Reis, R. (1986): Analogías y diferencias en la evolución sedimentaria de las Cuencas del Duero, Occidental Portuguesa y Lousa (Península Ibérica). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 22: 309-326. (*)

Cox, D. P., Singer, D. A., Eds (1986): Mineral deposit models. U.S. Geological Survey Bulletin, 1693. 379 p. (*)

Crespo, J. L., Delgado, J., García de los Ríos, J. I. (1991): La mina de paligorskita de Bercimuel (Segovia). Informe interno. SIEMCALSA. 20 p. (*)

Cuervo, S., Arias, D., Tornos, F. (1994): Contexto geológico de las mineralizaciones de Ba-Pb-Zn-(Cu) de la comarca de La Babia. Bol. Soc. Esp. Mineral., 17 (1): 178-179. (*)

Cuervo, S., Arias, D., Tornos, F. (1995): Contexto geológico de las mineralizaciones de Ba-Pb-Zn-(Cu) de la comarca de La Babia (León). Bol. Geol. Min., 106 (6): 32-42. (*)

Chapell, B. W., White, A. J. R. (1974): Two contrasting granite types. Pacific Geology, 8: 173-174.

Dabrio, C. J., Alonso Gavilán, G., Armenteros, I., Mediavilla, R. M. (1989): Tertiary fluvial and fluvio-lacustrine deposits in the Duero Basin (Spain) . Servei Geològic de Catalunya. Excursion guidebook 4th International Field Trip 1. 141 p. (*)

Dallmeyer, R. D., Martínez García, E., Arenas, R., Gil Ibarguchi, J. I., Gutiérrez Alonso, G., Farias, P., Bastida, P., Aller, J. (in litt.): Diachronous Variscan tectonothermal activity in the NW Iberian Massif: Evidence from 40Ar/39Ar dating of regional fabrics. Tectonophysics (*)

Bibliografía 351

De Grado Contreras, A. (1992): Caracterización de la Caliza de Hontoria . Tesis Doctoral (Inédita). Escuela Técnica Sup. de Ingenieros de Minas de Madrid. 105 p. (*)

De Sitter, L. U. (1961): Le Précambrien dans la Chaîne Cantabrique. Soc. Geol. de France, 9: 253.

De Vicente, G., González Casado, J. M., Bergamina, J. F., Tejero, R., Babín, R., Rivas, A., H. Enrile, J. L., Giner, J., Sánchez Serrano, F., Muñoz, A., Villamayor, P. (1992): Alpine structure of the Spanish Central System. III Cong. Geol. Esp., Salamanca, Actas tomo 1: 284-288. (*)

De Vicente, G., González Casado, J. M., Calvo, J. P., Muñoz Martín, A., Giner, J., Rodríguez Pascua, M. (1994): Evolución y estructuras alpinas en la zona del centro peninsular. Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 19: 175-190. (*)

Del Olmo Sanz, A., Martínez Salanova, J. (1989): El tránsito Cretácico-Terciario en la Sierra de Guadarrama y áreas próximas de las Cuencas del Duero y Tajo. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, Vol. Esp. 5: 59-69. (*)

Del Olmo Sanz, A., Martínez Salanova, J., Martín Parra, J. M. (1991): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 482 (Valverde del Majano). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. ITGE. Madrid. (*)

Del Olmo Zamora, P., Portero García, J. M. (1982b): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 311 (Dueñas). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Del Olmo Zamora, P., Portero García, J. M. (1982a): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 372 (Valladolid). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Del Olmo Zamora, P., Ramírez del Pozo, J., Aguilar Tomás, M. J., Portero García, J. M., Olivé Davó, A. (1978): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 84 (Espinosa de Los Monteros). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Del Valle González, A., González Cestero, V. (1995): Minerales de Castilla y León. Depart. de Física de la Materia Condensada. Cristalografía y Mineralogía. Univ. Valladolid. 230 p. (*)

Departamento de petrología Univ. de Salamanca (1983): Síntesis Geológica del Basamento (Zona del Centro-Oeste español) E: 1:200.000. Carnicero, A. (Coord.). Dpto. Petrología y Geoquímica. Univ. de Salamanca. (*)

Dewey, J. F. (1988): Extensional collapse of orogens. Tectonics, 7: 1123-1139. (*)

Díez Balda, M. A. (1986): El Complejo Esquisto-Grauváquico, las series paleozoicas y la estructura hercínica al sur de Salamanca . Tesis Doctoral. Acta Salmanticensia. Sec. Ciencias. Univ. de Salamanca. 52: 162 p. (*)

Díez Balda, M. A., Ayarza, P., Martínez Catalán, J. R. (1992): El cizallamiento dúctil subhorizontal de la segunda fase herciníca al sur de Salamanca: engrosamiento y colapso extensional. III Cong. Geol. Esp., Salamanca, Simposios, 2: 365-374. (*)

Díez Balda, M. A., García Casquero, J. L., Monteserín, V., Nozal Martín, F., Dardo Alonso, M.V., Robles Casas, R. (1990b): Cizallamientos subverticales posteriores a la segunda fase de deformación hercínica al sur de Salamanca (Zona Centro Ibérica). Rev. Soc. Geol. España, 3 (1-2): 117-125. (*)

Díez Balda, M. A., Martínez Catalán, J. R., Ayarza Arribas, P. (1995): Syn-collisional extensional collapse parallel to the orogenic trend in a domain of steep


tectonics: the Salamanca detachment zone (Central Iberian Zone, Spain). Jour. Struct. Geol., 17 (2): 163-182. (*)

Díez Balda, M. A., Vegas, R. (1992): La estructura del dominio de los Pliegues Verticales de la Zona Centro Ibérica. In: Paleozoico Inferior de Ibero-América. (Gutiérrez Marco, J. C., Saavedra, J. & Rábano, I., Eds.). Univ. Extremadura. p. 523-534. (*)

Díez Balda, M. A., Vegas, R., González Lodeiro, F. (1990a): Structure. Autochthonous sequences. Centro Iberian Zone. In: Pre-Mesozoic Geology of Iberia. (Dallmayer, R. D. and Martínez García, E., Eds.). Springer Verlag. p. 172-189. (*)

Díez Montes, A. (in litt.): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 554 (Piedrahita). ITGE. Madrid. (*)

Díez Montes, A., Fernández Ruiz, J., Escuder, J., Rodríguez Fernández, L. R., Mediavilla, R., Sanz Santos, M. A. (in litt.): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 476 (Villavieja de Yeltes). ITGE. Madrid. (*)

Díez Montes, A., Gallastegui, G. (1992): Geología del plutón granítico de Ciperez-Garcirrey (prov. Salamanca, España). Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 17: 279-292. (*)

Domergue, C. (1970): Les explotations aurifères du nord-ouest de la Peninsule Ibérique sous l'occupation romaine. I Col. Int. sobre Hist. de la Min., León, 1: 151-193. (*)

Domergue, C., Herail, G. (1978): Mines d'or romaines d'Espagne. Le distric de la Valduerna (León). Étude Géomorphologique et Archeologique. Publ. Univ. Toulouse - Le Mirail, Serie B,. t. IV, 303 p.

ENADIMSA (1977): Inventario de las reservas nacionales de carbón. Zona de El Bierzo-Villablino. Centro de estudios de la Energía. Ministerio de industria.

ENADIMSA (1980): Investigación de yacimientos de carbón en la Cuenca de Valderrueda-Guardo-Cervera.

ENADIMSA (1983): Investigación geológico-minera de la Cuenca de la Magdalena .

ENADIMSA (1983): Proyecto Virgen de La Encina. Informe interno. 316 p.

ENADIMSA (1986): Investigación geológico-minera en la Cuenca de Villablino. 3 t.

ENIEPSA (1985): Concesión de Explotación LORA. Campo petrolifero de Ayoluengo Burgos (España). Nota informativa (*)

Escuder Viruete, J., Arenas, R., Martínez Catalán, J. R. (1994a): Evidencias metamórficas y estructurales de extensión tardiorogénica hercínica: el ejemplo del Domo gneísico del Tormes (NO de Salamanca). Geogaceta, 16: 35-38. (*)

Escuder Viruete, J., Arenas, R., Martínez Catalán, J. R. (1994b): Evolución tectonotermal asociada con extensión a escala cortical: el ejemplo hercínico del Domo gneísico del Tormes (NO Salamanca, Macizo Ibérico). Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 19: 273-304. (*)

Escuder Viruete, J., Indares, A., Arenas, R. (1996): Termobarometría núcleo-borde en granates con zonado difusional: el ejemplo del Domo Gnéisico del Tormes, NO de Salamanca. Geogaceta, 20 (3): 617-620. (*)

Escuder Viruete, J., Villar, P., Rodríguez Fernández, R., Monteserín, V., Santiesteban, J. I. (1995): Evolución tectonotérmica del área metamórfica del SO de Salamanca (Zona Centroibérica O de España). Bol. Geol. Min., 106 (4): 303-315. (*)

Bibliografía 353

Espí Rodríguez, J. A., Marchán Sanz, C., Regueiro González-Barros, M. (1996): Panorama de la minería no energética en España. Ingeopres, 43: 18-24. (*)

Espina, R. G. (1994): Extensión mesozoica y acortamiento alpino en el borde occidental de la Cuenca Vasco-Cantábrica. Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 19: 137-150. (*)

Espina, R. G. (1996): Tectónica extensional en el borde occidental de la Cuenca Vasco-Cantábrica (Cordillera Cantábrica, NO de España). Geogaceta, 20 (4): 890-892. (*)

Espina, R. G., Alonso, J. L., Pulgar, J. A. (1996b): Growth and propagation of buckle folds determined from syntectonic sediments (the Ubierna Fold Belt, Cantabrian Mountains, N Spain). Jour. Struct. Geol., 18 (4): 431-441. (*)

Espina, R. G., De Vicente, G., Muñoz Martín, A. (1996a): Análisis poblacional de fallas alpinas en el borde occidental de la Cuenca Vasco-Cantábrica (Cordillera Cantábrica, NO de España). Geogaceta, 20 (4): 936-938. (*)

Estévez González, C., Arce Duarte, J. M. (1981): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 269 (Arrabalde). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Evers, M. J. (1967): Geology of the Leonides between the Bernesga an the Porma rivers. Cantabrian Montains, NW Spain. Leid. Geol. Med., 41: 83-151.

Farias, P. (1982): La estructura del Sector Central de los Picos de Europa. Trabajos Geol. Univ. Oviedo, 12: 63-72. (*)

Fernández Carrasco, J. (1991): Mapa Geológico del País Vasco a E. 1:200.000 . EVE-ITGE. (*)

Fernández Carrasco, J., Olivé Davó, A., Carreras Suárez, F., Hernández Samaniego, A., Aguilar Tomás, M. J., Capote Villar , R. (1982): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 505 (Mirueña de los Infantes) . Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Fernández Fernández, A. (1994): Geología y metalogenia de las mineralizaciones sedimentarias de Fe ordovícicas del Sinforme de Alcañices Flanco sur (Zamora) . Tesis Doctoral (Inédita). Univ. de Salamanca. 340 p. (*)

Fernández Fernández, A., Montero Gómez, J. M., Moro Benito, M. C. (1995): Los hierros sedimentarios ordovícicos del Sinforme de Alcañices (Prov. de Zamora, España). Bol. Geol. Min., 106 (5): 415-428. (*)

Fernández Fernández, A., Moro Benito, M. C. (1996a): Presencia de Girvanella y trazas fósiles en los ironstones ordovícicos y metasedimentos encajantes de la provincia de Zamora (España). Geogaceta, 19: 87-90. (*)

Fernández Fernández, A., Moro Benito, M. C. (1996b): Aspectos químicos de la magnetita y clorita de las ironstones ordovícicas de Zamora (España). Geogaceta, 20 (7): 1531-1534. (*)

Fernández Fernández, C. J., Solans Huguet, J. (1975): Estudio de las mineralizaciones de baritina de La Babia Baja (León). Brev. Geol. Astúrica, 19: 54-59. (*)

Fernández García, P., Mas, R., Rodas, M., Luque del Villar, F. J., Garzón, M. G. (1989): Los depósitos aluviales del Paleógeno basal en el sector suroriental de la Cuenca del Duero (provincia de Segovia): Evolución y minerales de la arcilla característicos. Estudios Geol., 45: 27-43. (*)


Fernández López, S., Gómez, J. J. (1990): Facies aalenienses y bajocienses, con evidencias de emersión y carstificación, en el sector central de la Cuenca Ibérica. Implicaciones paleogeográficas. Cuad. Geol. Ibérica, 3: 14-67.

Fernández Macarro, B., Armenteros, I., Blanco, J. A. (1988): Procesos de alteración y paleosuelos ligados a la sedimentación miocena del NE de Segovia, depresión del Duero. Acta Geol. Hisp., 23 (4): 269-281. (*)

Fernández Polo, J. A. (1970): Génesis de los yacimientos uraníferos en metasedimentos de Salamanca (España). Uranium Exploration Geology. IAEA, Viena, p 242.

Fernández Turiel, J. L. (1988): Las mineralizaciones filonianas de casiterita asociadas al batolito de Ricobayo y al complejo de Villaseco-Pereruela (Zamora, NW de la Península Ibérica). Bol. Soc. Esp. Mineral., 11 (2): 103-104. (*)

Fernández Turiel, J. L., Gimeno, D., López Soler, A., Querol, X. (1992): Las mineralizaciones fosfáticas de los materiales paleozoicos de la provincia de Zamora. Anuario del Instituto de Estudios Zamoranos "Florian de Ocampo", 463-506. (*)

Fernández, L. P. (1993): La formación San Emiliano (Carbonífero de la Zona Cantábrica, NO de España): Estratigrafía y extensión lateral. Algunas implicaciones paleogeográficas. Trabajos Geol. Univ. Oviedo, 19: 97-122. (*)

Ferreiro Padín, E. (1991): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 379 (Gómara). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. ITGE. Madrid. (*)

Floquet, M., Alonso, M., Meléndez, A. (1982): El Cretácico superior. In: El Cretácico de España. Univ. Complutense. Madrid. p. 387-456. (*)

Fort González, R. (1986): Los placeres tipo deluvial de Fuentes de Oñoro (Salamanca). Rev. Mat. Proc. Geol., IV: 71-89. Univ. Complutense. Madrid. (*)

Fort González, R. (1988-89): Prospección de placeres aluviales en el sector Fuentes de Oñoro-La Alamedilla (Salamanca). Rev. Mat. Proc. Geol., 6: 191-214. (*)

Fort González, R., Gonzalo Corral, F. J. (1985): Las mineralizaciones de Sn-Ti del borde occidental de la Cuenca de Ciudad Rodrigo. Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 9: 203-220. (*)

Foucault, A., Raoult, J. F. (1985): Diccionario de geología. (Lago, M., Pocoví, A., Tena, J., Traductores). MASSON, S.A.. 316 p. (*)

Franco González, M. P. (1980): Estudio petrológico de las formaciones metamórficas y plutónicas al norte de la depresión del Corneja-Ambles (Sierra de Ávila). Tesis Doctoral. Resumen. Univ. de Salamanca. 34 p. (*)

Franco González, M. P., García de Figuerola, L. C. (1986): Las rocas básicas y ultrabásicas en el extremo Occidental de la Sierra de Ávila (provincias de Ávila y Salamanca). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 23: 193-218. (*)

Franco González, M. P., Sánchez García, T. (1987): Características petrológicas en el área de El Mirón (N del valle del Corneja, prov. de Ávila). In: Geología de los granitoides y rocas asociadas del Macizo Hespérico . (Bea, F., Carnicero, A., Gonzalo, J.C., López Plaza, M. y Rodríguez Alonso, M.D., Eds.). Libro Homenaje a L. C. García de Figuerola. Ed. RUEDA. Madrid. p. 293-314. (*)

Franco Herrero, A., García Sánchez, A., Gonzalo Corral, F. J., Gracia Plaza, A. S. (1987a): Prospección de oro en una zona del Complejo Esquisto-Grauváquico. Guijuelo (Salamanca). Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 11: 339-348. (*)

Bibliografía 355

Franco Herrero, A., García Sánchez, A., Gonzalo Corral, F. J., Gracia Plaza, A. S. (1987b): Caracteres geoquímicos y mineralógicos del yacimiento de Sn y Au de Montejo (Salamanca). Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 11: 349-356. (*)

Fray Valentín de la Cruz (1996): El subsuelo de Burgos. Colección "Temas Burgaleses". Caja de Burgos. 74 p. (*)

Fúster, J. M., Rubio, J. I. (1980): El afloramiento granodiorítico-tonalítico de Ventosilla (Guadarrama central). Bol. Geol. Min., XCI-III: 494-502. (*)

Fúster, J. M., Villaseca, C. (1987): El complejo plutónico hercínico-tardihercínico del Sistema Central Español. In: Geología de los granitoides y rocas asociadas del Macizo Hespérico. (Bea, F., Carnicero, A., Gonzalo, J.C., López Plaza, M. y Rodríguez Alonso, M.D., Eds.). Libro Homenaje a L. C. García de Figuerola. Ed. RUEDA. Madrid. p. 27-35. (*)

Galán, E., Rodas, M. (1973): Contribución al estudio mineralógico de los depósitos de talco de Puebla de Lillo (León, España). Bol. Geol. Min., 84 (5): 347-365. (*)

Galindo, C., Huertas, M. J., Casquet, C. (1994): Cronología Rb-Sr y K-Ar de diques de la Sierra de Guadarrama (Sistema Central Español). Geogaceta, 16: 23-26. (*)

Gallastegui, G., Aramburu, C., Barba, P., Fernández, L. P., Cuesta, A. (1992): Vulcanismo del Paleozoico inferior de la Zona Cantábrica. In: Paleozoico Inferior de Ibero-América. (Gutiérrez Marco, J. C., Saavedra, J. & Rábano, I., Eds.). Univ. Extremadura. p. 435-452. (*)

Gallastegui, G., Heredia, N., Rodríguez Fernández, L. R., Cuesta, A. (1990): El stock de Peña Prieta en el contexto del magmatismo de la Unidad del Pisuerga-Carrion (Zona Cantábrica, N de España). Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 15: 203-217. (*)

García Abad, F. J., Rey Salgado, J. (1973): Cartografía geológica del Terciario y Cuaternario de Valladolid. Bol. Geol. Min., LXXXIV-IV: 213-227. (*)

García Alcalde, J. L., Montesinos, J. R., Truyols Massoni, M., García -López, S., Arbizu, M. A., Soto, F. (1988): El Silúrico y el Devónico del dominio palentino (NO de España). Rev. Soc. Geol. España, 1 (1-2): 7-13. (*)

García de Cortázar, A., González Vesga, J. M. (1994): Breve historia de España. Alianza Editorial. Madrid. 740 p.

García de Figuerola, L. C., Carnicero, A. (1973): El extremo noreste del gran dique del Alentejo-Plasencia. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 6: 73-84. (*)

García de Figuerola, L. C., Corretgé, L. G., Bea, F. (1974): El dique de Alentejo-Plasencia y haces de diques básicos de Extremadura (Estudio comparativo). Bol. Geol. Min., LXXXV-III: 308-337. (*)

García de Figuerola, L. C., Franco González, M. P. (1975): Las formaciones infraordovícicas y el borde de las granodioritas al E. de Guijuelo (Salamanca). Estudios Geol., 31: 487-500. (*)

García de Figuerola, L. C., Franco González, M. P. (1980): Posthercynian fracturation to the north of the Gredos Cordillera, Central Massif, Spain. Spanish Com. Geod. Project. Final Report., 33-41.

García de Figuerola, L. C., Franco González, M. P., Castro, A. (1983): Características petrológicas del Complejo Laminar Pegmatoide (Serie de Alamo) de las provincias de Salamanca y Ávila. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 19: 33-77. (*)

García de Figuerola, L. C., Martín Herrero, D., Bascones Alvira, L. (1988): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 572 (Valverde del Fresno) . Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)


García de Figuerola, L. C., Parga, J. R. (1968): Sobre los ortoneises de Traguntia-Juzbado (Salamanca) y su significación tectónica. Acta Geol. Hisp., 3: 69-72. (*)

García de Figuerola, L. C., Parga, J. R. (1971): Características fundamentales de los sierros de la provincia de Salamanca. Bol. Geol. Min., LXXXII-III-IV: 287-290. (*)

García de Figuerola, L. C., Ugidos, J. M., Bea, F., Carnicero, A., Franco González, M. P., Rodríguez Alonso, M. D., López Plaza, M. (1980): Plutonism of central western Spain. A preliminary note. Estudios Geol., 36: 339-348.

García de los Ríos Cobo, J. I., Baéz Mezquita, J. M. (1994): La Piedra en Castilla y León. Junta de Castilla y León. 323 p. (*)

García de los Ríos, J. I. (1981): Estudio petrológico-estructural de la región granítica situada al NE de Almeida (Zamora) . Tesis de Licenciatura. (Inédita). Univ. Salamanca. 84 p. (*)

García de los Ríos, J. I. (1990): Investigación de la concesión San José Artesano Nº 817 para establecer las posibilidades de extracción de granito . Informe interno. SIEMCALSA. Investigación geológica, 87 p. (*)

García de los Ríos, J. I. (1991): Investigación de granito en el municipio de Los Santos. Informe interno. SIEMCALSA. 2 tomos. (*)

García de los Ríos, J. I. (1992): Puesta en valor económico del yacimiento Noche . Informe interno. SIEMCALSA. 71 p. (*)

García de los Ríos, J. I. (1996): Arenisca de Valdeporres (Burgos): Apertura de un frente experimental. Informe interno. SIEMCALSA. 38 p. (*)

García del Cura, M. A. (1975): Contribución al conocimiento litoestratigráfico del Terciario Continental de la Cuenca del Duero (Zona Oriental). Coloquio Int. sobre Bioestratigrafía Continental del Neógeno superior y Cuaternario inferior, Actas I: 77-81. (Alberdi, M. T. y Aguirre, E., Eds.). (*)

García del Cura, M. A., Ordóñez, S. (1982): Texturas y estructuras en calizas continentales: un ejemplo de heterogeneidad textural: las rocas carbonáticas de la Cuenca del Duero. Temas Geol. Min. Inst. Geol. Min., España, 6 (1): 227-252. (*)

García Garzón, J., Locutura, J. (1981): Datación por el método Rb-Sr de los granitos de Lumbrales-Sobradillo y Villar de Ciervos-Puerto Seguro. Bol. Geol. Min., XCII-I: 68-72. (*)

García Gil, S., Sopeña, A. (1988): Análisis mediante ordenador de superficies de discontinuidad. El contacto Buntsandstein-Muschelkalk en la zona de enlace entre la Cordillera Ibérica y el Sistema Central. II Cong. Geol. Esp., Granada, Simposio 1: 223-230. (*)

García Guinea J., Martínez Frías, J. (Coord.) (1992): Recursos Minerales de España. CSIC. 1448 p. (*)

García Loygorri, A., Ortuño, G., Caride, C., Gervilla, M., Greber, C., Feys, R. (1971): El Carbonífero de la Cuenca Central Asturiana. Trabajos Geol. Univ. Oviedo, 3: 101-150. (*)

García Luis, A. I. (1991): Caracterización geoquímica de los leucogranitos de Lumbrales: influencia de la deformación en el modelo magmático. Definición de dos tendencias e implicación en los procesos petrogenéticos. Estudios Geol., 47(1-2): 13-31. (*)

García Luis, A. I., Cembranos Pérez, M. L., Pedraza, M. (1995): Geoquímica y mineralizaciones de Cu (Ni), Zn y Pb en el Macizo de Lumbrales. Oeste de la provincia de Salamanca. Bol. Geol. Min., 106 (4): 338-357. (*)

Bibliografía 357

García Mondéjar, J. (1982): Regíon Vasco-Cantábrica y Pirineo Navarro. Aptiense y Albiense. In: El Cretácico de España. Univ. Complutense. Madrid. p. 63-84. (*)

García Mondéjar, J., Pujalte Navarro, V. (1982): Región Vasco-Cantábrica y Pirineo Navarro. Reconstrucción paleogeográfica, síntesis y evolución general. In: El Cretácico de España. Univ. Complutense. Madrid. p. 145-160. (*)

García Mondéjar, J., Pujalte, V., Robles, S. (1986): Características sedimentológicas secuenciales y tectoestratigráficas del Triásico de Cantabria y norte de Palencia. Cuad. Geol. Ibérica, 10: 151-172. (*)

García Ramos, J. C. (1980): Evolución diagenética de compuestos de hierro sedimentarios y su papel en la coloración de sedimentos del Devónico de la Cordillera Cantábrica (Asturias y León). Revista del Instituto de Investigaciones Geológicas, 34: 281-292. (*)

García Ramos, J. C., Aramburu, C., Brime, C. (1984): Kaolin tonstein of volcanic ash origin in the Lower Ordovician of the Cantabrian Mountains (NW Spain). Trabajos Geol. Univ. Oviedo, 14: 27-33. (*)

García Ramos, J. C., Colmenero, J. R., Manjón, M., Vargas, I. (1982): Modelos de sedimentación en los abanicos aluviales de clastos carbonatados del borde N. de la Cuenca del Duero. Temas Geol. Min. Inst. Geol. Min., España, 6 (1): 275-289. (*)

García Ramos, J. C., Suárez de Centi, C., Paniagua Condado, A., Valenzuela, M. (1987): Los depósitos de hierro oolítico del Paleozoico de Asturias y N de León: ambiente de depósito y relación con el vulcanismo. Geogaceta, 2: 38-40. (*)

García Sánchez, A., Gonzalo Corral, F. J., Franco Herrera, A., Gracia Plaza, A. S. (1988): Resultados de la investigación para oro en el yacimiento de Sn Dominica (Salamanca) y en su area circundante. Bol. Soc. Esp. Mineral., 11 (2): 114-117. (*)

García Sánchez, A., Saavedra Alonso, J., Gracia Plaza, A. S., Pellitero Pascual, P. (1983): Sobre los Recursos Minerales de la Provincia de Salamanca . I.O.A.T.O.- Exma. Diputación provincial de Salamanca. Vol 9: 41 p. (*)

García Talegón, J. (1995): Paleoalteraciones y Alteraciones actuales de rocas silíceas: implicaciones en el paisaje y su comportamiento como materiales de construcción. Tesis Doctoral (Inédita). Univ. de Salamanca. 379 p. (*)

García y Bellido, A. (1970): El Tartéssios Chalkós y las relaciones del SO con el NO de la Península en la época tartessica. I Col. Int. sobre Hist. de la Min., León, 1: 31-45. (*)

Garzón Heydt, G., Ubanell, A. G., Rosales, F. (1981): Morfoestructura y sedimentación terciarias en el Valle de Amblés (Sistema Central Español). Cuad. Geol. Ibérica, 7: 655-665. (*)

Garzón Heydt, M. G., López Martínez, N. (1978): Los roedores fósiles de los Barros (Ávila). Datación del Paleógeno continental del Sistema Central. Estudios Geol., 34: 571-575.

Gebauer, D., Martínez García, E., Hepburn, J. C. (1993): Geodynamics significance, age and origin of the Ollo de Sapo augengneiss (NW Iberia Massif, Spain). Geol. Soc. Amer. An. Meeting, Abstracts-342. (*)

Gil Agero, M., Moro Benito, M. C. (1991): Geología y metalogenia de las mineralizaciones de W, (Sn y P) asociadas a los niveles calcosilicatados del Complejo Esquisto Grauváquico (C.E.G.) de Villalcampo (provincia de Zamora). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 27: 131-150. (*)


Gil Imaz, A., Pocovi Juan, A. (1994): La esquistosidad alpina del extremo NW de la Cadena Ibérica oriental (Sierra del Moncayo): Distribución, génesis y significado tectónico. Rev. Soc. Geol. España, 7 (1-2): 91-113. (*)

Gil Serrano, G., Jiménez Benayas, S., Zubieta Freire, J. M. (1977): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 278 (Canales de La Sierra). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Gil Serrano, G., Zubieta Freire, J. M. (1978): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 277 (Salas de Los Infantes). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Gil Serrano, G., Zubieta Freire, J. M., Boquera Fillol, J. (1978): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 239 (Pradoluengo) . Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Ginkel, A. C. (1965): Carboniferous fusulinids from the Cantabrian Mountains (Spain). Leid. Geol. Med., 34: 1-225.

Gómez Fernández, J. C. (1992): Análisis de la Cuenca sedimentaria de los Cameros (Norte de España) durante sus etapas iniciales de relleno (Tithónico -Berriasiense) en relación con su evolución paleogeográfica . Tesis Doctoral (Inédita). Univ. Complutense. Madrid. 2 tomos. 369 p. (*)

Gómez Fernández, J. C., Meléndez, N. (1994): Estratigrafía de la Sierra de Cameros (Cordillera Ibérica Noroccidental, N de España) durante el tránsito Jurásico-Cretácico. Rev. Soc. Geol. España, 7 (1-2): 121-139. (*)

Gómez Limón, D., Álvarez, R., Ruiz, C. (1993): Identificación y caracterización de un mineral oxidado complejo de estaño, hierro y arsénico de la mina Santa Elisa (Zamora). Bol. Geol. Min., 104 (3): 312-317. (*)

Gómez Limón, D., Álvarez, R., Ruiz, C. (1994): Investigación de las características del mineral oxidado complejo de estaño, hierro y arsénico de la mina Santa Elisa (Zamora). IX Cong. Intern. de Minería y Metalurgia, León, 4: 103-113. (*)

Gómez Ortíz, D., Babín Vich, R. (1996): La tectónica alpina en el sector centro-oriental del borde norte del Sistema Central (provincia de Segovia, España). Geogaceta, 19: 19-22. (*)

González Casado, J. M., Caballero, J. M., Casquet, C., Galindo, C., Tornos, F. (1996): Palaeostress and geotectonic interpretation of the Alpine Cycle onset in the Sierra de Guadarrama (eastern Iberian Central System), based on evidence from episyenites. Tectonophysics, 262: 213-229. (*)

González Clavijo, E. J., Ortega, C., Florido, P., Locutura, J . (1994): El control estructural de las mineralizaciones auríferas en la zona de Pino, provincia de Zamora (España). Bol. Geol. Min., 105 (2): 178-189. (*)

González Clavijo, E., Álvarez, F., Díez Balda, M. A. (1991): La cizalla de Villalcampo (Zamora), geometría cinemática y condiciones de la deformación asociada. Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 16: 203-219. (*)

González Clavijo, E., Díez Balda, M. A., Álvarez, F. (1993): Structural study of a semiductile strike-slip system in the Central Iberian Zone (Variscan Fold Belt, Spain): structural controls on gold deposits. Geol. Rundschau, 82: 448-460. (*)

González Clavijo, E., Florido, P. (1990): Estudio estructural del plutón de Ricobayo y de las mineralizaciones auríferas asociadas. Zona de Pino (Zamora). Reserva Alcañices bis. Informe interno. ITGE. 25 p. (*)

Bibliografía 359

González Lodeiro, F., Pesquera, C., Benito, I., Mendioroz, S., Pajares, J. A. (1989): Caracterización estructural y textural de una palygorskita de Sacramenia, Segovia. Bol. Geol. Min., 100 (1): 86-93. (*)

González Montero, M. P., Corretgé, L. G., Suárez, O., Cuesta, A. (1989): Las rocas ígneas de Estalaya (Palencia) y los skarns asociados. Geogaceta, 6: 23-25. (*)

González, M. O., Blanco, J. A., Monterrubio, S., Yenes, M., Martínez, C. J. (1994): Caracterización geológico-geotécnica de la Facies Entrala (Paleógeno) en los alrededores de la ciudad de Zamora. Bol. Geol. Min., 105 (5): 66-78. (*)

Gonzalo Corral, F. J. (1993): Situación actual del sector de los minerales industriales en España. Tierra y Tecnologia, 5: 27-33. (*)

Gonzalo Corral, F. J., Gracia Plaza, A. S. (1985): Yacimientos de estaño del oeste de España: ensayo de caracterización y clasificación económicas. Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 9: 265-305. (*)

Gonzalo Corral, F. J., Gracia Plaza, A. S. (1987): Yacimientos de volframio del Oeste de España: Ensayo de caracterización y clasificación económica. Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 11: 315-331. (*)

Gonzalo Corral, F. J., López Plaza, M. (1983): Tipificación estructural de los filones estaño-wolframiferos más representativos de la penillanura salmantino-zamorana. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 18: 159-170. (*)

Gonzalo Corral, J. C., López Plaza, M., Domínguez Vadillo, A., López Moro, J. (1994): Las anatexitas del Domo del Tormes y su significado litoestratigráfico (Prov. de Salamanca y Zamora). Bol. Geol. Min., 105 (4): 75-89. (*)

Goy, A., Suárez Vega, L. C. (1983): El Jurásico. In: Libro Hom. J.M: Ríos, Geología de España. (Comba, J.A., Ed.). IGME. II: 62-79. (*)

Gracia Plaza, A. S., García Marcos, J. M. (1980): El yacimiento detrítico-estannífero de El Cubito. Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 1: 279-291. (*)

Griffiths, J. (1991): Spain's minerals. Mixed fortunes. Industrial Minerals, June: 23-47. (*)

Gual Camarena, M. (1970): El hierro en el Medievo Hispano. I Col. Int. sobre Hist. de la Min., 1: 275-292. In: La Minería Hispana e Iberoamericana, León . (*)

Guimerá, J., Alonso, A., Ramón Mas, J. (1995): Inversion of an extensional-ramp basin by a newly formed thrust: the Cameros basin (N. Spain). In: Basin Inversion. Buchanan, J. G. & Buchanan, P. G. (eds.). Vol. Esp. 88: 433-453. (*)

Guimerá, J., Álvaro, M. (1990): Structure et évolution de la compression alpine dans la Chaîne Ibérique et la Chaîne côtière catalane (Espagne). Bull. Soc. Geol. France, 8 (VI) 2: 339-348. (*)

Guiraud, M., Seguret, M. (1985): A realising solitary overstep model for the Late Jurassic-Early Cretaceous (Wealdian) Soria Strike-slip Basin (Northern Spain). SEMP. Spec. Publ., 37: 159-175.

Guisado, R., Armenteros, I., Dabrio, C. J. (1988): Sedimentación continental paleógena entre Almazul y Deza (Cuenca de Almazán Oriental, Soria). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 25: 67-86. (*)

Gumiel Martínez, P. (1983): Metalogenia de los yacimientos de antimonio de la Península Ibérica. Tecniterrae, 54: 6-120. (*)

Gumiel Martínez, P., Arribas, A. (1987): Antimony deposits in the Iberian Península. Econ. Geol., 82: 1453-1463. (*)


Gumiel Martínez, P., Vindel, E. (1983): Estudio de las mineralizaciones filonianas plomo-antimoníferas de la cobertera en la Sierra de la Demanda. Bol. Geol. Min., XCIV-I: 10-19. (*)

Gutiérrez Alonso, G., Nieto, F. (1995): Variaciones de la cristalinidad de la mica blanca y otros parámetros cristaloquímicos a través del Antiforme del Narcea (Orógeno varisco del NO de Iberia). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 31: 63-86. (*)

Gutiérrez Alonso, G., Robles, F. (1979): Consideraciones sobre la utilización del término Garumniense en la Cordillera Ibérica. Cuad. Geol. Ibérica, 5: 385-405. (*)

Gutiérrez Alonso, G., Villar Alonso, P., Martín Parra, L. M. (1990): La estructura del Antiforme del Narcea. Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 15: 271-279. (*)

Gutiérrez Claverol, M., Luque Cabal, C., Martínez García, E., Ruiz, F., Suárez, V. (1988): Los lineamientos deducidos de imágenes de satélite de las zonas Cantábrica y Astur Occidental Leonesa (NW de España). Estudios Geol., 44: 263-270. (*)

Gutiérrez Claverol, M., Luque Cabal, C., Suárez, V. (1987): El lineamiento tectónico Nazaré (W de Portugal) - Luarca (NW de España) y su implicación metalogénica (Mac. Hespérico). In: Geología de los granitoides y rocas asociadas del Macizo Hespérico. (Bea, F., Carnicero, A., Gonzalo, J.C., López Plaza, M. y Rodríguez Alonso, Mª. D. Eds.). Libro Homenaje a L. C. García de Figuerola. Ed. RUEDA. Madrid. p. 447-455. (*)

Gutiérrez Marco, J. C., Lunar, R., Amoros, J. L. (1984): Los depósitos de hierro oolitico en el Ordovícico de España. Significado paleogeográfico. I Cong. Esp. Geol., Segovia, II: 501-525. (*)

Gutiérrez Maroto, A., Guijarro Galiano, J., Moreno Gutiérrez, A., Álvarez Martín, J. B. (1986): Estudio de inclusiones fluidas en baritina y fluorita del S.O. de la Sierra del Guadarrama (Minas La Asturiana y San Eusebio). Rev. Mat. Proc. Geol., IV: 91-101. (*)

Gutiérrez Maroto, A., Monseur, J., Guijarro, J., Álvarez, J. B., Moreno, A. (1987): Determinación e incidencia del fondo geoquímico de las pizarras areniscosas del tremadociense sobre las concentraciones minerales. Zócalo de la rama sur de la Ibérica. (Prov. de Soria y Zaragoza). Estudios Geol., 43: 377-386. (*)

Gutiérrez Villarías, J. L., Rodríguez Pevida, L. S., Paniagua, A., Luque Cabal, C. (1989): An example of hydrothermal zoning between As-Sb-Au and Hg mineralizations in the Cantabrian Zone (N. Spain): the Pedrosa del Rey area. Bol. Soc. Esp. Mineral., 12 (1): 77.

Hardy, M. (1980): Étude géologique et minéralogique des gîtes de talc de Puebla de Lillo (León-Espagne); Les bilans de transport de Si et Mg . Tesis Doctoral. Univ. Orleans. 230 p. (*)

Hardy, M., Ildelfonse, J. P., Fortune, J. P., Touray, J. C., García Iglesias, J. (1980): Genèse du talc par diffusion simultanée du magnésium et de la silice: cas des gîtes de Puebla de Lillo (Boñar, León, España). Implications pour la prospection. C. R. Acad. Sci. Paris, 290 (12): 731-734. (*)

Herail, G. (1982): La sedimentación terciaria en la parte occidental del Bierzo (León, España) y sus implicaciones geomorfológicas. Temas Geol. Min. Inst. Geol. Min., España, 6 (1): 323-337. (*)

Herail, G. (1984): Géomorphologie et gitologie de l'or détritique. Piedmonts et bassin intramontagneux du nord oust de l'Espagne . Editions CNRS, Science de la Terre. 456 p..

Bibliografía 361

Heredia Carballo, N. (1991): Estructura geológica de la región del Mampodre y áreas adyacentes (Zona Cantábrica) . Tesis Doctoral (Inédita). Univ. de Oviedo. 320 p. (*)

Heredia Carballo, N., Robador Moreno, A., Rodríguez Fernández, R., Marquínez García, J. (1990): Mapa Geológico-Minero de Cantabria, E 1:100.000. ITGE-Diputación Regional de Cantabria. 133 p. (*)

Heredia, N., Alonso, J. L., Rodríguez Fernández, L. R. (1990): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 105 (Riaño) . Segunda serie (MAGNA), Primera edición. ITGE. Madrid. (*)

Heredia, N., Rodríguez Fernández, L. R., Suárez, A., Álvarez Marrón, J (1991): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 80 (Burón) . Segunda serie (MAGNA), Primera edición. ITGE. Madrid. (*)

Hermosa Ridruejo, J. L. (1994): Las mineralizaciones Pb-Zn-Ag de Santa Bárbara. El Bierzo (León). IX Cong. Intern. de Minería y Metalurgia, León, 1: 15-36. (*)

Hernaiz, P. P., Escuder Viruete, J., Rodríguez Fernández, L. R., Valverde Vaquero, P., Dunning, G. (1996): Evolución estructural de la zona de cizalla extensional de Berzosa-Riaza, sector de Somosierra, Sistema Central Español. Geogaceta, 20 (4): 875-878. (*)

Hernaiz, P. P., Serrano, A., Malagón, J., Rodríguez Cañas, C. (1994): Evolución estructural del margen SO de la Cuenca Vasco Cantábrica. Geogaceta, 15: 143-146. (*)

Hernández Pacheco, E. (1915): Geología y Paleontología del Mioceno de Palencia . Junta para Ampliación de Estudios e Investigaciones Científicas. 204 p. (*)

Hernández Pacheco, F. (1930): Fisiografía, Geología y Paleontología del territorio de Valladolid. Junta para Ampliación de Estudios e Investigaciones Científicas. 205 p. (*)

Hernández Samaniego, A., Carreras Suárez, F., Fernández Carrasco, J., Olivé Davó, A., Aguilar Tomás, M. J., Capote Villar, R. (1982): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 506 (Cardeñosa) . Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Hernández Sampelayo, P. (1932): Reservas de Cobre de España. Not. Com. Inst. Geol. Min. España, IV: 99-131. (*)

Hernández Sampelayo, P., Almela, A. (1947): Fauna carbonífera de Villablino. Not. Com. Inst. Geol. Min. España, 17: 1-24.

Hernández Sánchez, E., Moro Benito, M. C. (1991): Geología de los materiales del complejo granítico-metamórfico de Villaseco-Pereruela (Zamora). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 27: 151-170. (*)

Hernández Sánchez, M. E. (1989): Tipología y origen de las mineralizaciones de Sn asociadas al complejo granítico-metamórfico de Villaseco-Pereruela. Tesina. Univ. de Salamanca. 131 p. (*)

Herrero Hernández, A., Nozal, F., Suárez Rodríguez, A., Heredia, N. (1995): Aportación al Neógeno de la provincia de León. II Cong. del G.E.T., Comunicaciones: 133-136. (*)

Herreros Villanueva, V. M. (1996): Plutonismo peralumínico tardihercínico en el sector oriental de Gredos (Sistema Central Español): Caracterización y relación con etapas previas. Geogaceta, 19: 47-50. (*)

Heward, A. P. (1978): Alluvial fan and lacustrine sediments from the Stephanian Spain. Sedimentology, 25: 451-488.


Higueras, P., Monterrubio, S. (1992): Magmatismo y mineralizaciones de edad silúrica en la Zona Centroibérica. In: Paleozoico Inferior de Ibero-América. (Gutiérrez Marco, J. C., Saavedra, J. & Rábano, I., Eds.). Univ. Extremadura. p. 535-543. (*)

Höll, R (1977): Early Formation in the Eastern Alps and Their Genetic Interpretation. In: Time and Strata-Bound Ore Deposits. (Klemm, D.D. and Schneider, H.J., Eds). Springer Verlag. p. 169-197. (*)

Huertas, M. J. (1990): Las asociaciones filonianas tardihercínicas en la Sierra de Guadarrama (Sistema Central Español) . Tesis Doctoral. Univ. Complutense Madrid. 286 p.

Ibáñez, J. A., Velasco, F., Pesquera, A. (1993): Estudio preliminar de las mineralizaciones paleozoicas de la Sierra de la Demanda. Bol. Soc. Esp. Mineral., 16 (1): 59-60. (*)

Ibáñez, J. A., Velasco, F., Pesquera, A. (1994): La mineralización de Zn-Pb de Mina Carmina (Sierra de la Demanda): un posible depósito sedex. Bol. Soc. Esp. Mineral., 17 (1): 176-177. (*)

Ibáñez, J. A., Velasco, F., Pesquera, A. (1995): The Palaeozoic Zn-Pb-Cu ore deposits from the Demanda Mountain Range (Spain). Mineral. Deposita, 47-50. (*)

Ibáñez, J. A., Velasco, F., Pesquera, A. (1996): Geoquímica de los isótopos de azufre, carbono, oxígeno y plomo de las mineralizaciones del Paleozoico del Macizo de la Demanda (Burgos-La Rioja, España). Geogaceta, 20 (7): 1601-1604. (*)

IGME (1974): Investigación de plomo-cinc en la Reserva de la Loma Charra (Soria) . IGME. 103 p. (*)

IGME (1976): Los minerales y rocas de aplicación industrial en España . IGME. 120 p. (*)

IGME (1976): Estudio básico de los yacimientos de wolframio tipo Barruecopardo . Informe interno nº 10217. (*)

IGME (1976): Proyecto estudio básico de los yacimientos de estaño tipo Calabor . Informe interno nº 10520. (*)

IGME (1978): Estudio básico de los yacimientos de estaño tipo Calabor . ITGE. 84 p. (*)

IGME (1979): Investigación geológico-minera de carbón en el área San Cebrián-Casavegas (Palencia). Fase previa. Informe interno nº 10631. IGME. (*)

IGME (1980): Inventario nacional de los recursos de hierro . Informe interno.

IGME (1981): Investigación de Calizas de Campaspero (Valladolid) . IGME. 27 p. (*)

IGME (1981): Prospección previa de la Cuenca Carbonífera de San Emiliano (Bierzo-Villablino). 4 t.

IGME (1981): Cartografía geológico-minera del área de Robledo de Caldas-Carmenes (León). Informe interno nº 10740. IGME. 1 t.

IGME (1981): Prospección general de la Cuenca Carbonífera de Cerredo (Bierzo-Villablino). 1 t y mapas.

IGME (1982): Investigación geológica minera del potencial de talco en la zona de Puebla de Lillo (León). CGS, S.A.. 103 p. (*)

IGME (1982): Exploración geológico-minera de la Cuenca Carbonífera Rodiezmo-Río Curueño. (León). Informe interno nº 10779. 1 t.

Bibliografía 363

IGME (1982): Prospección previa del Carbonífero de la cuenca alta del río Torío (León). Informe interno nº 10821. 1 t.

IGME (1982): Prospección previa del Carbonífero de la cuenca alta del río Curueño (León). Informe interno nº 10822. 1 t.

IGME (1982): Prospección previa del Carbonífero de la cuenca alta del río Esla (León). Informe interno nº 10823. 1 t.

IGME (1982): Prospección previa del Carbonífero de la cuenca alta del río Porma (León). Informe interno nº 10824. 1 t.

IGME (1982): Prospección previa de carbón en cuencas estefanienses del límite norte de la provincia de León (Cuencas de Canseco y Rucayo) . Informe interno nº 10838. 1 t.

IGME (1983): Prospección previa del Carbonífero de la Cuenca de El Cellón (Asturias-León). 1 t.

IGME (1984): Mapa Metalogénico de España. E. 1:200.000. nº 38 (Segovia) . Informe interno. (Tornos Arroyo, F., Sigüenza, J. M., Sánchez, A., Locutura, J.).

IGME (1984): Mapa Metalogénico de España. E. 1:200.000. nº 45 (Madrid) . Informe interno. (Tornos Arroyo, F., Sigüenza, J. M., Sánchez, A., Locutura, J.).

IGME (1984): Revisión y síntesis geológico-minera de la cuenca carbonífera de El Bierzo (León). Informe interno nº 11101. (Fernández García, L. G., Moro Gómez, C., Gómez Prieto, J. A., Álvarez del Campo, C.). 98 p. y 14 planos. (*)

IGME (1985): Inventario Nacional de Recursos de Volframio . Mº de Industria y Energía. 168 p. (*)

IGME (1985): Actualización del Inventario de Recursos Nacionales de Carbón . Secretaria de la energía y recursos minerales. IGME. 217 p. (*)

IGME (1985): Exploración de nuevas áreas Carboníferas en la Cuenca del Cellón. Asturias-León. 5 t.

IGME (1987): Contribución de la exploración petrolífera al conocimiento de la geología de España. IGME. 465 p. (*)

IGME (1987): Prospección previa de antracitas en el área de la Pernía (Palencia) . Informe interno nº 11178. (1 t, 2 planos, columnas y catas).

IGME (1987): Exploración en la Cuenca del Cellón. 2ª fase. 3 tomos. 1º área del Sinclinal de Cellón (León-Asturias), 2º Linares-Navidiello-Río Negro (Asturias) y 3º sector Columbiello-San Miguel del Río (Asturias). 3 t.

IGME (1987): Invetigación geológico-minera del Estefaniense de los sectores Canseco-Rucayo y Reyero-Salamon (León) 2ª fase. Informe interno nº 11193. (Navarro Vázquez, D., Muñoz, J. L., Santos, J. A.). 1 t. (*)

IGME (1988): Mapa Minero de España 1:1.000.000. IGME. 119 p. (*)

IGME (1988): Prospección previa de antracitas en el sinclinal de Casavegas.Palencia. Informe interno nº 11209. 1 t.

IRANOR (1985): Normas UNE para granitos, mármoles y pizarras .

ITGE (1989): Prospección general de la Cuenca Carbonífera de Santa Maria de Redondo. Palencia. Informe interno nº 11234. 1 t.

ITGE (1990): Granitos de España. 2ª edición. ITGE. (*)

ITGE (1990): Documentación sobre la geología del subsuelo España. Tomo V Duero-Almazán ( Tomo V de 13 volúmenes, códigos 29036:29044 ) . Informe interno nº 29040. (*)


ITGE (1991): Síntesis previa para la evaluación del potencial minero del Complejo Esquisto Grauváquico. 2 tomos. ENADIMSA, MAYASA y SIEMCALSA. 243 p. (*)

ITGE (1991): Pizarras de España. ITGE. (*)

ITGE (1993): Mapa Metalogénico de España. E. 1:200.000. nº 18 (Ponferrada) . (Tornos Arroyo, F.). 110 p. (*)

ITGE (1996): Panorama Minero 1994/1995. (C. Marchán Sanz, Coord.). Instituto Tecnológico Geominero de España. 558 p. (*)

Jiménez Fuentes, E. (1970): Estratigrafía y Paleontología del borde SO de la Cuenca del Duero. Tesis Doctoral (Inédita). Univ. de Salamanca. 323 p.

Jiménez Fuentes, E. (1972): El paleógeno del borde SW de la Cuenca del Duero. I: Los escarpes del Tormes. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 3: 67-110. (*)

Jiménez Fuentes, E. (1973): El paleógeno del borde SW de la Cuenca del Duero. II: la falla de Alba-Villoria y sus implicaciones estratigráficas y geomorfológicas. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 5: 107-136. (*)

Jiménez Fuentes, E. (1974): Iniciación al estudio de la climatología del Paleógeno de la Cuenca del Duero y su posible relación con el resto de la Península Ibérica. Bol. Geol. Min., LXXXV-V: 518-524. (*)

Jiménez Fuentes, E. (1977): Sinopsis sobre los yacimientos fosilíferos paleógenos de la provincia de Zamora. Bol. Geol. Min., 88 (5): 357-364. (*)

Jiménez Fuentes, E. (1992a): Las dataciones del Paleógeno de Castilla y León. In: Vertebrados fósiles de Castilla y León. (Jiménez-Fuentes, E., Coord.). Museo de Salamanca. p. 39-41. (*)

Jiménez Fuentes, E. (Coor.) (1992b): Vertebrados fósiles de Castilla y León. 156 p. (*)

Jiménez Fuentes, E., Corrochano, A., Alonso Gavilán, G. (1983): El Paleógeno de la Cuenca del Duero. In: Libro Hom. J.M: Ríos, Geología de España . (Comba, J.A., Ed.). IGME. II: 489-491. (*)

Jiménez Fuentes, E., García Marcos, J. M. (1980): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 426 (Fuentesauco). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Jiménez Fuentes, E., Martín Izard, A. (1987): Consideraciones sobre la edad del Paleógeno y la tectónica alpina del sector occidental de la cuenca de Ciudad Rodrigo. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 24: 215-228. (*)

Jordá Pardo, J. F. (1983): Evolución morfogenética de la vertiente NW de la Sierra de Francia y su relación con la fosa de Ciudad Rodrigo. Rev. Provincial de Estudios. Salamanca, 8: 129-153. (*)

Julivert, M (1971a): Decollement tectonics in the Hercynian Cordillera of northwest Spain. Amer. Jour. Sci., 270: 1-29. (*)

Julivert, M (1971b): L'évolution structurale de l'arc asturien. In: Histoire Structurale du Golfe de Gascogne. Techinp. (*)

Julivert, M. (1983): La estructura de la Zona Cantábrica. In: Libro Hom. J.M: Ríos, Geología de España. (Comba, J.A., Ed.). IGME. I: 339-380. (*)

Julivert, M., Fontboté, J. M., Ribeiro, A., Conde, L. (1972): Mapa Tectónico de la Península Ibérica y Baleares. E. 1: 1.000.000 . ITGE. 113 p. (*)

Julivert, M., Truyols, J., Vergés, J. (1983): El Devónico en el Macizo Ibérico. In: Libro Hom. J.M: Ríos, Geología de España . (Comba, J.A., Ed.). IGME. I: 265-311. (*)

Bibliografía 365

Junta de Castilla y León (1985): Estudio sobre la situación actual y propuestas de actuación del Sector del Sn en la Comunidad Autónoma de Castilla y León provincia de Zamora. Informe interno, 3. (*)

Junta de Castilla y León (1985): Estimación de reservas minerales de estaño en las provincias de Salamanca, Segovia y Ávila . Informe interno, 4. (*)

Junta de Castilla y León (1985): Estudio de posibilidades de minería de oro en la Comunidad Autónoma de Castilla y León. Informe interno, 5. (*)

Junta de Castilla y León (1985): Estudio de las posibilidades de minería de litio en Castilla y León. Informe interno, 13. (*)

Junta de Castilla y León (1986): Inventario y mapa de indicios mineros de la Comunidad Autónoma de Castilla y León. Fase I: (Ávila, Salamanca y Zamora) . Informe interno, 8. (*)

Junta de Castilla y León (1986): Inventario y mapa de indicios mineros de la Comunidad Autónoma de Castilla y León. Fase II: (León, Palencia y Valladolid) . Informe interno, 9. (*)

Junta de Castilla y León (1986): Inventario y mapa de indicios mineros de la Comunidad Autónoma de Castilla y León. Fase III: (Burgos, Segovia y Soria) . Informe interno, 10. (*)

Junta de Castilla y León (1986): Estudio de las mineralizaciones en rocas pegmatíticas de Castilla y León. Informe interno, 12. (*)

Junta de Castilla y León (1986): Estudio geológico-minero en el área de Salientes - Cuevas del Sil: fase I. Informe interno, 15. (*)

Junta de Castilla y León (1986): Estudio geológico-minero en el área de Pino de Oro (provincia de Zamora): fase I. Informe interno, 16. (*)

Junta de Castilla y León (1986): Estudio geólogico-minero en el área de Andarraso (provincia de León): fase I. Informe interno, 17. (*)

Junta de Castilla y León (1986): Estudio geológico-minero en el área de Prada-Andiñuela (provincia de Leon): fase I . Informe interno, 18. (*)

Junta de Castilla y León (1986): Estudio geológico-minero en el área de Candín (provincia de León): fase I. Informe interno, 19. (*)

Junta de Castilla y León (1986): Estudio geológico-minero en el área de Peña de Francia - Miranda del Castañar (provincia de Salamanca): fase I . Informe interno, 20. (*)

Junta de Castilla y León (1986): Estudio geológico-minero en el área de Hermisende (provincia de Zamora): fase I . Informe interno, 21. (*)

Junta de Castilla y León (1986): Estudio geológico-minero en el borde sur de la Fosa de Ciudad Rodrigo en la provincia de Salamanca . Informe interno, 22. (*)

Junta de Castilla y León (1986): Investigación minera de la reserva del estado Salamanca I: estudio geológico minero. Fase I . Informe interno, 24. (*)

Junta de Castilla y León (1986): Estudio de indicios de minerales ornamentales en Castilla y León. Informe interno, 37. (*)

Junta de Castilla y León (1987): Estudio geológico-minero en el área de Campo del Agua (provincia de Leon): fase I. Informe interno, 44. (*)

Junta de Castilla y León (1987): Estudio de prospección geoquímica en la vertiente norte de la Sierra de Gata (Salamanca) . Informe interno, 45. (*)

Junta de Castilla y León (1988): Los recursos minerales de Castilla y León. Nº 2. Estaño. 132 p. (*)


Junta de Castilla y León (1988): Los recursos minerales de Castilla y León, nº 1, Oro. 127 p. (*)

Junta de Castilla y León (1991): Problemática de la minería del yeso en las provincias de Valladolid y Palencia. BESEL, S.A.. 118 p. (*)

Junta de Castilla y León (1995): Total Anual. Estadística enegética de Castilla y León, 16 p. (*)

Knight, J. (1983): The stratigraphy of the Stephanian rocks of the Sabero Coalfield, León (NW Spain) and an investigation of the fossil flora. Palaeontographica B, Stuttgart, 187: 1-88.

Knight, J. A. (1971): The sequence and stratigraphy of the eastern end of the Sabero Coalfield (León, N. W. Spain). Trabajos Geol. Univ. Oviedo, 3: 193-229. (*)

Koopmans, B. N. (1962): The sedimentary and structural history of the Valsurvio Dome. Leidse Geol. Meded. Tesis Doctoral. 26: 121-232. (*)

Lacasa, A. (1922): Estudio de los criaderos de mineral de cobre de la zona de Otero de Herreros (Segovia). Bol. Of. Min. Met., 6-63.

Lacasa, A. (1934a): Catalogación de los yacimientos minerales de antimonio (Paredes y Riaño). Cat. Des. Cri. Min., 2: 226-233.

Lacasa, A. (1934b): Catalogación de los yacimientos minerales de cobre (Cármenes y Rodiezmo). Cat. Des. Cri. Min., 2: 235-240.

Lago San José, M. (1980): Estudio geológico, petrológico, geoquímico y de aprovechamiento industrial de las rocas ofíticas del norte de España . Tesis Doctoral. Resumen. Univ. de Zaragoza.

Le Maître, R. W. (Ed.) (1989): A classification of Igneous Rocks and Glossary of Terms. Recommendations of the International Union of Geological Sciences, subcommission on the Systematics of Igneous Rocks Blackwell Sci. Pub . 193 p. (*)

Leduc, L. (1978): Le distric de Ponferrada (León, NW de Espagne) et ses gisements de tungstène. Tesis Univ. Paris. 6: 2 t.

Leduc, L., Glaçon, J. (1975): La scheelite liée aux strates dans le district tungstifère de Ponferrada (León, Espagne). C. R. Acad. Sci. Paris, 280: 2625-2628. (*)

Lendínez González, A. (1991): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 435 (Arcos del Jalón). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Lendínez González, A., Martín Herrero, D. (1991): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 436 (Alhama de Aragón). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Lendínez González, A., Muñoz del Real, J. L. (1991): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 405 (Berlanga de Duero) . Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Lendínez González, A., Valverde Hernández, M. F. (1991): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 407 (Morón de Almazán) . Segunda serie (MAGNA), Primera edición. ITGE. Madrid. (*)

Leyva, F., Matas, J., Rodríguez, L. R. (1984): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 129 (La Robla). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Bibliografía 367

Liesa Carrera, C. L., Casas Sainz, A. M. (1994): Reactivación alpina de pliegues y fallas del zócalo hercínico de la Cordillera Ibérica: Ejemplos de la Sierra de la Demanda y la Serranía de Cuenca. Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 19: 119-135. (*)

Lillo, J., Oyarzun, R., Lunar, R., Doblas, M., González, A., Mayor, N. (1992): Geological and metallogenic aspects of late Variscan Ba-(F)-(Base-metal) vein deposits of Spanich Central System. Trans. Instn. Min. Metall., 101: B24-B32. (*)

Linares, E., Pellitero, E., Saavedra, J. (1987): Primeras edades radimétricas en el área estanno-wolframífera de Morille-Martinamor (centro-oeste de España). Bol. Geol. Min., XCVIII: 640-646. (*)

Lobato, L., García Alcalde, J. l., Sánchez de Posada, L. C., Truyols, J. (1984): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 104 (Boñar) . Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Locutura Rupérez, J., Ruiz García, C., Sierra, J., Vindel, E. (1978): Estudio mineralógico cuantitativo en el proceso de concentración de las menas Sn-Ta de Golpejas (Salamanca). Bol. Geol. Min., 89 (6): 581-595. (*)

Locutura Rupérez, J., Tornos, F. (1985): Consideraciones sobre la metalogenia del sector medio del Sistema Central español. R. Acd. Ci. Ex. Fis. Nat., Madrid, 79: 579-615. (*)

Locutura, J. (1992): El Litio. In: Recursos Minerales de España. (García Guinea, J., Martínez Frías, J., Eds.). CSIC. p. 605-633. (*)

Lombardero, M. (1988): Las pizarras ornamentales. Roc Máquina, 2: 14-27. (*)

Lombardero, M., Martín Parra, L. M., De Pablo, J., Villasante, R. (1986): Exploración y caracterización de pizarras ornamentales en el Sistema Central (provincia de Madrid, Segovia y Guadalajara). 1ª Fase.

López de Azcona, M. C., Mingarro Martín, F. (1970): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 502 (Matilla de Los Caños). Primera serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

López Jimeno, C. (Edt.) (1995b): Manual de Rocas Ornamentales. E.T.S. de ingenieros de Minas de Madrid y LOEMCO. 696 p. (*)

López Jimeno, C. (Edt.) (1995a): Aridos. Manual de prospección, explotación y aplicaciones. E.T.S. de ingenieros de Minas de Madrid y LOEMCO. 607 p. (*)

López Martínez, N. (1989): Tendencias en Paleogeografía. El futuro de la biogeografía del pasado. In: Paleontología. Nuevas tendencias. (E. Aguirre Coor.). CSIC. Madrid. p. 271-296. (*)

López Martínez, N., Borja Sanchíz, F. (1982): Los primeros microvertebrados de la Cuenca del Duero: listas faunísticas preliminares e implicaciones biostratigráficas y paleofisiográficas. Temas Geol. Min. Inst. Geol. Min., España, 6 (1): 341-353. (*)

López Martínez, N., García Moreno, E., Álvarez Sierra, A. (1986): Paleontología y bioestratigrafía (Micromamíferos) del Mioceno medio y superior del sector central de la Cuenca del Duero. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 22: 191-212. (*)

López Moro, F. J., López Plaza, M. (1993): Geología del basamento en el antiforme de Miranda do Douro (sector oeste de Zamora). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 28: 103-140. (*)

López Olmedo, F., Enrile Alvir, A., Cabra Gil, P. (in litt.): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 133 (Prádanos de Ojeda) . ITGE. Madrid. (*)


López Plaza, M. (1982): Contribución al conocimiento de la dinámica de los cuerpos graníticos en la penillanura salmantino-zamorana. Resúmen Tesis: 27 p. (*)

López Plaza, M., Carnicero, A. (1987): El plutonismo hercínico de la penillanura salmantino-zamorana (centro-oeste de España): visión de conjunto en el contexto geológico regional. In: Geología de los granitoides y rocas asociadas del Macizo Hespérico. (Bea, F., Carnicero, A., Gonzalo, J.C., López Plaza, M. y Rodríguez Alonso, M.D., Eds.). Libro Homenaje a L. C. García de Figuerola. Ed. RUEDA. Madrid. p. 53-68. (*)

López Plaza, M., Carnicero, A., Gonzalo Corral, J. C. (1982): Estudio geológico del campo filoniano de La Fregeneda (Salamanca). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 17: 89-98. (*)

López Plaza, M., Carnicero, A., Mata, F. (1987-1988): Estructura del área granítica y migmatítica de Lumbrales (Oeste de Salamanca). Rev. Inv. Geol. Dip. Prov. Barcelona, 44/45: 167-175. (*)

López Plaza, M., Carnicero, A., Rodríguez Alonso, M. D. (1984): Estructura del granito de Villar de Ciervo (Salamanca). I Cong. Esp. Geol., Segovia, Tomo II: 177-192. (*)

López Plaza, M., Gonzalo Corral, J. C. (1993): Caracterización geoquímica de las anatexitas del Domo del Tormes (provincias de Salamanca y Zamora). Rev. Soc. Geol. España, 6 (3-4): 113-128. (*)

López Plaza, M., Rodríguez Alonso, M. D., Martín Herrero, D., Albert Colomert, V. (1990): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 525 (Ciudad-Rodrigo). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. ITGE. Madrid. (*)

López Sopeña, F., Lillo Ramos, J., Díez Montes, A., Olivé Davó , A., Rubio Campos, J. C. (in litt.a): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 553 (Béjar) . ITGE. Madrid. (*)

López Sopeña, F., Lillo Ramos, J., Herreros Villanueva, V., Olivé Davó, A. (in litt.b): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 556 (Navaluenga) . ITGE. Madrid. (*)

Loredo, J., Luque Cabal, C., García Iglesias, J. (1988): Conditions of formation of mercury deposits from the Cantabrian Zone (Spain). Bull. Mineralog., III: 393-400.

Lotze, F. (1945): Zur Gliederung der Varisziden in der Iberischen Meseta. Geoteckt Forsch, 6: 78-92.

Lotze, F. (1957): Zum Alter nordwestpanischer Quartzit-Sandstein-Folgen. Neues Jarhb. Geol-Paläontol. Monats., 10: 464-471.

Lotze, F. (1958): Zur Stratigraphie des spanischen Kambriums. El Cámbrico de España. (Trad. por Gómez de Llarena) Colección Memoria. IGME. 75 (1970): 256 p.

Lunar Hernández, R. (1977): Mineralogénesis de los yacimientos de hierro del noroeste de la Península. Colección Memorias. Tesis Doctoral. IGME. 90: 211 p. (*)

Lunar Hernández, R. (1991): Yacimientos sedimentarios de hierro. In: Yacimientos Minerales. (Lunar, R., Oyarzun, R.). p. 451-474. (*)

Lunar Hernández, R. (1992): Los yacimientos de hierro oolítico en el Ordovícico de España. In: Recursos Minerales de España. (García Guinea, J., Martínez Frías, J., Eds.). CSIC. p. 557-568. (*)

Lunar Hernández, R., Ruiz Cruz, M. D. (1977): Mineralogía de las rocas de caja de los yacimientos de hierro en los alrededores de Ponferrada (León). Bol. Geol. Min., 88 (5): 78-89. (*)

Bibliografía 369

Luque Cabal, C. (1985): Las mineralizaciones de mercurio de la Cordillera Cantábrica. Tesis Doctoral. Univ. de Oviedo. 5 t., 1531 p. (*)

Luque Cabal, C. (1992): El mercurio de la Cordillera Cantábrica. In: Recursos Minerales de España. (García Guinea, J., Martínez Frías, J., Eds.). CSIC. p. 803-826. (*)

Luque Cabal, C., García Iglesias, J., García Coque, P. (1989): Características geoquímicas de los minerales de mercurio de la Cordillera Cantábrica (NW de España). Trabajos Geol. Univ. Oviedo, 18:3-11. (*)

Luque Cabal, C., Martínez García, E. (1983): Depósitos minerales en el Carbonífero de la Cordillera Cantábrica. X Congrés International de Stratigraphie et de Géologie du Carbonifère, Madrid, 163-188. (Martínez Diaz, C., Ed.). IGME. (*)

Luque Cabal, C., Martínez García, E., Ruiz, F. (1990): Metallogenesis. In: Pre-mesozoic geology of Iberia. (Dallmayer, R. D. and Martínez García, E., Eds.). Springer-Verlag. p. 80-87. (*)

Luque Cabal, C., Ruiz, F. (1990): West Asturian-Leonese zone: metallogenic characteristics. In: Pre-Mesozoic geology of Iberia. (Dallmayer, R. D. and Martínez García, E., Eds.). Springer Verlag. p. 134-142. (*)

Luque del Villar, F. J., Rodas González, M., Fernández-Barrenechea, J. M., Galán, E. (1992): Yacimientos españoles de grafito. In: Recursos minerales de España. (García Guinea, J., Martínez Frías, J., Eds.). CSIC. p. 513-524. (*)

Llopis, N., Fontboté, J. M. (1959): Estudio geológico de la Cabrera Alta. CSIC. Zaragoza.

M.O.P.U. (1976): PG. 3 Pliego de prescripciones técnicas generales para obras de carreteras y puentes.

Maas, K. (1974): The geology of Liébana, Cantabrian Mountains, Spain. Deposition and deformation in a flysch area. Leid. Geol. Med., 49: 379-465.

Mabeesone, J. M. (1961): La sedimentación terciaria y cuaternaria de una parte de la Cuenca del Duero (provincia de Palencia). Estudios Geol., 17: 101-130. (*)

Macaya, J. (1980): Estudio geológico estructural de los materiales infraordovícicos y ordovícicos de la región de Las Batuecas y Peña de Francia (provincias de Salamanca y Cáceres). Tesis de Licenciatura (Inédita). Univ. Salamanca.

Macaya, J. (1981): Estudio geológico estructural de la Sierra de Francia. Cuad. Geol. Ibérica, 7: 567-576. (*)

Macaya, J., González-Lodeiro, F, Martínez-Catalán, J. R., Álvarez, F (1991): Continuos deformation, ductile thrusting and backfolding of cover and basement in the Sierra de Guadarrama, Hercynian Orogen of Central Spain. Tectonophysics, 191: 291-309. (*)

Maestro González, A., Casas Sainz, A. M. (1995): Fracturación y estado de esfuerzos durante la compresión terciaria en la Cuenca de Almazán (provincia de Soria y Zaragoza). Rev. Soc. Geol. España, 8 (3):193-214. (*)

Malagón, J., Hernaíz, P. P., Rodríguez Cañas, C., Serrano, A. (1994): Notas sobre la inversión tectónica y aloctonía de la Cuenca Vasco-Cantábrica. Geogaceta, 15: 139-143. (*)

Mangas, J., Arribas, A. (1984b): Características físico-químicas de los fluidos asociados con las mineralizaciones de uranio de las pizarras de Salamanca. El caso de Mina Fé. VII Cong. Inter. de Minería y Metalurgia, Barcelona, 1: 435.


Mangas, J., Arribas, A. (1984a): Evolución y características de las fases fluidas asociadas a los filones de cuarzo del yacimiento estannífero de Golpejas (Salamanca). I Cong. Esp. Geol., Segovia, Tomo II: 551-564. (*)

Manjón Rubio, M., Colmenero, J. R., García Ramos, J. C., Vargas, I. (1982b): Génesis y distribución espacial de los abanicos aluviales siliciclásticos del Terciario superior en el borde N de la Cuenca del Duero (León-Palencia). Temas Geol. Min. Inst. Geol. Min., España, 6 (1): 357-370. (*)

Manjón Rubio, M., García Ramos, J. C., Colmenero, J. R., Vargas, I. (1982a): Procedencia, significado y distribución de diversos sistemas de abanicos aluviales con clastos poligénicos en el Neógeno del borde N. de la Cuenca del Duero. Temas Geol. Min. Inst. Geol. Min., España, 6 (1): 373-388. (*)

Marcos, A. (1970): Sobre la presencia de un flysch del Ordovícico superior en el occidente de Asturias. Brev. Geol. Astúrica, 14: 13-28.

Marcos, A. (1973): Las series del Paleozoico inferior y la estructura herciniana del occidente de Asturias (NW de España). Trabajos Geol. Univ. Oviedo, 6: 113 p. (*)

Marcos, A., Pérez-Estaún, A., Pulgar, J. A., Bastida, F., Aller, J., García Alcalde, J. L., Sánchez Posada, L. C. (1982): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 77 (La Plaza de Teverga). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. ITGE. Madrid. (*)

Marcos, R. M., Esbert, R. M., Alonso, F. J., Díaz-Pache, F. (1993): Características que condicionan el comportamiento de la Caliza de Hontoria (Burgos) como piedra de edificación. Bol. Geol. Min., 104 (5): 123-133. (*)

Marín, J. A., Pulgar, J. A., Alonso, J. L. (1995): La deformación alpina en el Domo de Valsurvio (Zona Cantábrica, NO de España). Rev. Soc. Geol. España, 8 (1-2): 111-116. (*)

Marqués, L., Maestro, A., Gil, A., Casas, A. M. (1996): Aportaciones del análisis microestructural a la evolución tectónica del extremo oriental de la Cuenca de Cameros. Geogaceta, 20 (4): 767-769. (*)

Marquínez, J. (1989): Mapa geológico de la región del Cuera y los Picos de Europa. Trabajos Geol. Univ. Oviedo, 18: 137-144. (*)

Martín Alafont, J. M., Ramírez del Pozo, J., Carreras Suárez, F. J. (1979): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 110 (Medina de Pomar) . Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Martín Alafont, J. M., Ramírez del Pozo, J., Portero García, J., Riba Arderiu, O. (1978): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 138 (Puebla de Arganzón) . Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Martín Calvo, M. (1973): Sobre la petrogénesis de algunas litofacies españolas con fases urano-orgánicas. Tesis Doctoral (Inédita). Univ. de Madrid.

Martín Calvo, M., Coma Molist, F., Ranz Buquerín, I. (1988): Contribución al análisis geológico, mieralógico y metalogénico del yacimiento de uranio Mina Fe, Saelices el Chico, Salamanca. Bol. Geol. Min., 99 (1): 102-119. (*)

Martín Escorza, C. (1987): Estructurología de los enclaves microgranulares del Sistema Central. In: Geología de los granitoides y rocas asociadas del Macizo Hespérico. (Bea, F., Carnicero, A., Gonzalo, J.C., López Plaza, M. y Rodríguez Alonso, M.D., Eds.). Libro Homenaje a L. C. García de Figuerola. Ed. RUEDA. Madrid. p. 405-412. (*)

Martín Izard, A. (1985): El origen de los yacimientos de uranio en las pizarras del Complejo Esquisto-Grauváquico. Tesis Doctoral (Inédita). Univ. de Salamanca.

Bibliografía 371

Martín Izard, A. (1986): Caracteres tectónicos de los metasedimentos del oeste de la provincia de Salamanca. Estudios Geol., 42: 415-432. (*)

Martín Izard, A. (1986): Las mineralizaciones uraníferas del CEG en la provincia de Salamanca. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 23: 7-59. (*)

Martín Izard, A. (1991): Yacimientos de estaño-wolframio. In: Yacimientos Minerales. (Lunar, R., Oyarzun, R.). 938 p. (*)

Martín Izard, A., Arribas Moreno, A., Arnaiz, J. (1994): Comportamiento geoquímico del uranio y otros elementos acompañantes fuera de zonas tectonizadas y en sus proximidades en Mina Fe, Ciudad Rodrigo, Salamanca. Bol. Soc. Esp. Mineral., 17 (1): 210-211. (*)

Martín Izard, A., Arribas Rosado, A., Herrero Payo, J. (1985): Estudio geoquímico de los metasedimentos del Complejo Esquisto-Grauváquico como posible fuente del U de los yacimientos del oeste de la provincia de Salamanca. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 21: 153-165. (*)

Martín Izard, A., Palero Rodríguez, F. J., Reguilón Bragado, R., Vindel Catena, E. (1986): El skarn de Carracedo (San Salvador de Cantamuda). Un ejemplo de mineralización pirometasomática en el N. de la provincia de Palencia. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 23: 171-192. (*)

Martín Izard, A., Reguilón Bragado, R., Palero, F. (1992): Las mineralizaciones litiníferas del oeste de Salamanca y Zamora. Est. Geol., 48 (1-2): 19-31.

Martín Parra, L. M. (1989): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 128 (Riello) . Segunda serie (MAGNA), Primera edición. ITGE. Madrid. (*)

Martín Patino, M. T., Madruga, F., Saavedra, J. (1992): Microestructura de la arenisca de las catedrales de Salamanca. Alteración diferenciada. Bol. Soc. Esp. Mineral., 15 (1): 59-60. (*)

Martín Patino, M. T., Madruga, F., Saavedra, J. (1996): La arenisca dorada de Salamanca. Junta de Castilla y León. 107 p. (*)

Martín Pozas, J. M., Martín Vivaldi, J., Sánchez Camazano, M. (1983): El yacimiento de sepiolita-paligorskita de Sacramenia, Segovia. Bol. Geol. Min., XCIV-II: 113-120. (*)

Martín-Serrano García, A. (1988b): Sobre la posición de la raña en el contexto morfodinámico de la Meseta. Planteamientos antiguos y tendencias actuales. Bol. Geol. Min., 99 (6): 21-36. (*)

Martín-Serrano García, A. (1988a): El relieve de la región occidental zamorana. La evolución geomorfológica de un borde del Macizo Hespérico . Inst. de Estudios Zamoranos "Florián de Ocampo". Diputación de Zamora. 311 p. (*)

Martín-Serrano García, A. (1989): Características, rango, significado, y correlación de las series ocres del borde occidental de la Cuenca del Duero. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, Vol. Esp. 5: 239-252. (*)

Martín-Serrano García, A. (1991): La definición y el encajamiento de la red fluvial actual sobre el Macizo Hespérico en el marco de su geodinámica alpina. Rev. Soc. Geol. España, 4 (3-4): 337-351. (*)

Martín-Serrano García, A. (1994b): Macizo Hespérico septentrional. In: Geomorfología de España. (Coord. Gutiérrez Elorza, M.). Ed. Rueda. Madrid. p. 25-62. (*)

Martín-Serrano García, A. (1994a): El relieve del Macizo Hespérico: génesis y cronología de los principales elementos morfológicos. Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 19: 37-55. (*)


Martín-Serrano García, A., Piles Mateo, E. (1982): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 308 (Villafáfila). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Martínez Catalán, J. R. (1981): Estratigrafía y estructura del Domo de Lugo (sector oeste de la Zona Asturoccidental-Leonesa). Tesis Doctoral. Resumen. Univ. de Salamanca. 39 p. (*)

Martínez Catalán, J. R., Hacar Rodriguez, M. P., Villar Alonso, P., Pérez Estaún, A., González Lodeiro, F. (1992a): Lower Paleozoic extensional tectonies in the limit between the West Asturian-Leonese and Central Iberian Zones of the Variscan fold-belt in NW Spain. Geol. Rundschau, 81 (2): 545-560. (*)

Martínez Catalán, J. R., Pérez Estaún, A., Bastida, F., Pulgar, J. A., Marcos, A. (1990): West Asturia-Leonese Zone: Structure. In: Pre-Mesozoic Geology of Iberia. (Dallmayer, R. D. and Martínez García, E., Eds.). Springer Verlag. p. 103-115. (*)

Martínez Catalán, J. R., Pérez Estaún, A., Bastida, F., Pulgar, J. A., Marcos, A. (1992b): La zona Asturoccidental-Leonesa: Estructura. In: Paleozoico Inferior de Ibero-América. (Gutiérrez Marco, J. C., Saavedra, J. & Rábano, I., Eds.). Univ. Extremadura. p. 463-468. (*)

Martínez Díaz, C., Coord. (1983): Carbonífero y Pérmico de España. X Cong. Int. Estrat. y Geol. del Carbonífero. ITGE. Madrid, 501 p. (*)

Martínez Fernández, F. J. (1974a): Estudio del área metamórfica del NW de Salamanca (Cordillera Hercínica, España). Trabajos Geol. Univ. Oviedo, 7: 3-60. (*)

Martínez Fernández, F. J. (1974b): Petrografía, estructura y geoquímica de los diferentes tipos de granitos del NW de Salamanca (Cordillera Hercínica, España). Trabajos Geol. Univ. Oviedo, 7: 61-141. (*)

Martínez Fernández, F. J. (1977): Données sur le métamorphisme régional hercynien dans le dôme du Tormes (provinces de Salamanca et Zamora, Espagne). Geol. Rundschau, 66 (1): 91-98. (*)

Martínez Fernández, F. J., Julivert, M., Sebastián, M., Arboleya, M. L., Gil Ibarguchi, J. I. (1988): Structural and thermal evolution of high grade areas in the northwestern parts of the Iberian Massif. Amer. Jour. Sci., 288: 969-996.

Martínez García, E. (1972): El Silúrico de San Vitero (Zamora). Comparación con series vecinas e importancia orogénica. Acta Geol. Hisp., 7: 104-108. (*)

Martínez García, E. (1973): Deformación y metamorfismo en la zona de Sanabria. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 5: 7-106. (*)

Martínez García, E. (1981): Tectónica y mineralizaciones pérmicas en la Cordillera Cantábrica oriental (noroeste de España). Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 2 (2): 263-271. (*)

Martínez García, E., Plogmann, H. (1981): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 267 (Puebla de Sanabria). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Martínez García, E., Quiroga de la Vega, J. L. (1993): Estructura de la antiforma del Ollo de Sapo en el Sector de Sanabria-Alcañices (Zamora-Orense, NW de España). Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 18: 27-35. (*)

Martínez Hernando, A. (1987): Estudio petrofísico de los granitos de Castilla y León con fines ornamentales. Junta de Castilla y León. (Beca). 258 p. (*)

Bibliografía 373

Mas, J. R., Alonso, A., Guimerá, J. (1993): Evolución tectonosedimentaria de una cuenca extensional intraplaca: la cuenca finijurásica-eocretácica de Los Cameros (La Rioja-Soria). Rev. Soc. Geol. España, 6 (3-4):129-144. (*)

Mata Campo, M. P., López Aguayo, F. (1995): Aspectos texturales e isotópicos de las piritas en metapelitas del sector oriental de la Cuenca de Cameros (Soria -La Rioja). Bol. Soc. Esp. Mineral., 18 (2): 23-24. (*)

Mata González, J., Orviz Castro, F., Velando Múñoz, F., Pérez Estaún, A. (1981): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 192 (Lucillo). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Maucher, A. (1976): The strata-bound cinnabar-stibnite-scheelite deposits. In: Handbook of strata-bound and atratiform ore deposits. p. 169-198. (*)

Maya González, J. L. (1990): La explotación minera y la metalurgia romana en Asturias. In: Historia de Asturias. Ed. Prensa Asturiana, Oviedo. I: 193-212. (*)

Mazo, A. V., Jiménez, E. (1982): El Guijo, primer yacimiento de mamíferos miocénicos de la provincia de Salmanca. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 17: 94-104. (*)

Mazo, A. V., Jordá Pardo, J. F. (1994): Los proboscídeos neógenos de Piquera de San Esteban (Cuenca del Duero, Soria). Implicaciones bioestratigráficas. Estudios Geol., 50: 239-245. (*)

Mediavilla, R. M. (1986-1987): Sedimentología de los yesos del sector central de la Depresión del Duero. Acta Geol. Hisp., 21-22: 35-44. (*)

Mediavilla, R. M., Alcalá, L., Santisteban, J. I., Alberdi, T., De Luque, L., Mazo, A., De Miguel, I., Morales, J., Pérez, B. (1995): Estratigrafía y paleontología del Mioceno superior del sur de la provincia de Palencia (sector central de la cuenca del Duero). XIII Cong. Esp. Sedimentología, Teruel, 153-154. (*)

Mediavilla, R. M., Dabrio, C. J. (1986): La sedimentación continental del Neógeno en el sector centro-septentrional de la Depresión del Duero (provincia de Palencia). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 22: 111-132. (*)

Mediavilla, R. M., Dabrio, C. J. (1988): Controles sedimentarios neógenos en la Depresión del Duero (Sector Central). Rev. Soc. Geol. España, 1 (1-2): 187-195. (*)

Mediavilla, R. M., Dabrio, C. J. (1989): Las Calizas del Páramo en el sur de la provincia de Palencia. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, Vol. Esp. 5: 273-291. (*)

Menduiña Fernández, J., Ordóñez, S., García del Cura, M. A. (1984): Geología del yacimiento de glauberita de Cerezo del Río Tirón (provincia de Burgos). Bol. Geol. Min., XCV-I: 33-51. (*)

Merchán, J. C., Martín Izard, A., Arribas, A. (1987): Geología y metalogenia de los yacimientos de Pb y W de la zona de Guijuelo. El caso de la stolzita de La Tala. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 24: 177-214. (*)

Mingarro Martín, F., López Azcona, M. C. (1982): El Cretácico del claustro románico de Santo Domingo de Silos. Cuad. Geol. Ibérica, 8: 889-897. (*)

Molina, E. (1991): Paleoalteraciones y evolución del relieve: el caso del Zócalo Hercínico Ibérico. In: Alteraciones y paleoalteraciones en la morfología del oeste peninsular. Zócalo hercínico y cuencas terciarias . (J. A. Blanco, E. Molina y A. Martín Serrano, Eds.). ITGE-SEG. Monografía 6: 27-43.


Molina, E., Armenteros, I. (1986): Los arrasamientos Plioceno y Plio-pleistoceno en el sector suroriental de la Cuenca del Duero. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 22: 293-307. (*)

Molina, E., Blanco, J. A., Martínez Gil, F. J. (1982): Esquema morfológico evolutivo de la fosa de Ciudad Rodrigo (Salamanca). Temas Geol. Min. Inst. Geol. Min., España, 6 (2): 433-448. (*)

Molina, E., Blanco, J. A., Pellitero, E., Cantano, M. (1987): Weathering processes and morphological evolution of the Spanish Hercynian Massif. In: International Geomorphology. (V. Gardine, John Wiley & Jons). Part II: 957-977. (*)

Molina, E., Cantano, M., Vicente, M. A., García Rodríguez, P. (1990): Some aspects of paleoweathering in the Iberian Hercynian Massif. Catena, 17: 333-346. (*)

Molina, E., Moreno Ventas, I., López Plaza, M. (1987): Proposición de un modelo genético sobre ciertos montes isla graníticos cupuliformes (bornahrdt inselbergs) del Sistema Central Español. In: Geología de los granitoides y rocas asociadas del Macizo Hespérico. (Bea, F., Carnicero, A., Gonzalo, J.C., López Plaza, M. y Rodríguez Alonso, M.D., Eds.). Libro Homenaje a L. C. García de Figuerola. Ed. RUEDA. Madrid. p. 479-487. (*)

Molina, E., Vicente, A., Cantano, M., Martín-Serrano, A. (1989): Importancia e implicaciones de las paleoalteraciones y de los sedimentos siderolíticos del paso Mesozoico-Terciario en el borde suroeste de la Cuenca del Duero y Macizo Hercínico Ibérico. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, Vol. Esp. 5: 177-186. (*)

Montes Santiago, M. J., Alonso Gavilán, G., Dabrio, C. J. (1989): Estratigrafía y paleogeografía del Cretácico terminal-Paleógeno del borde suroeste de la cuenca de Villarcayo (Burgos). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, Vol. Esp. 5: 71-87. (*)

Moreiras, B., Marcos Pascual, C., García Granda, S., Martín Izard, A., Velasco Roldán, F., Arribas Moreno, A., Merchán, J. C. (1991): La stolzita de La Tala: estructura cristalina, reflectancia y microdureza Vickers. Bol. Soc. Esp. Mineral., 14: 23-31. (*)

Moreno Ventas, I. (1991): Petrología de los granitoides y rocas básicas asociadas de la Sierra de Gredos. Sistema Central Español . Tesis Doctoral (Inédita). Univ. de Sevilla. 323 p.

Moreno Ventas, I., Rogers, G., Castro, A. (1995): The role of hybridization in the genesis of Hercynian granitoids in the Gredos Massif, Spain: inferences from Sr -Nd isotopes. Contrib. Mineral Petrol., 120: 137-149.

Moro Benito, M. C. (1988): Estudio geológico y metalogenético de los yacimientos minerales de la provincia de Zamora. Su valoración e interés económico. Inst. de Est. Zamoranos "Florian de Ocampo", 269-312. (*)

Moro Benito, M. C. (1992): Los yacimientos estratiformes de barita del Sinforme de Alcañices (Zamora). In: Recursos Minerales de España. (García Guinea, J., Martínez Frías, J., Eds.). CSIC. p. 173-194. (*)

Moro Benito, M. C., Arribas Moreno, A. (1980): Procesos de sedimentación y diagénesis en los yacimientos sedimentarios de barita de la provincia de Zamora. Rev. Inv. Geol. Dip. Prov. Barcelona, 34: 325-338. (*)

Moro Benito, M. C., Arribas Moreno, A. (1981): Los yacimientos españoles de barita estratiforme y su significado metalogénico en el contexto mundial. Tecniterrae, 42: 18-45. (*)

Bibliografía 375

Moro Benito, M. C., Cembranos Pérez, M. L., Pérez del Villar, L. (1991): Las mineralizaciones estratiformes de barita paleozoicas del Sinforme de Alcañices (Zamora, España). Mem. not. Publ. Mus. Lab. Mineral. Geol., Univ. Coimbra, 112: 591-618. (*)

Moro Benito, M. C., Gil Agero, M., Cembranos Pérez, M. L., Pérez del Villar, L., Fernández, A. (1995): Las mineralizaciones estratiformes de variscita (aluminofosfatitas) silúricas de los Sinformes de Alcañices (Zamora) y Terena (Huelva) (España). Bol. Geol. Min., 106 (3): 233-249. (*)

Moro Benito, M. C., Hernández, E., Cembranos Pérez, M. L., Pérez del Villar, L. (1992): Medio geotectónico de formación de las mineralizaciones estratiformes de barita asociadas a los metasedimentos silúricos del Sinforme de Alcañices (Zamora). Bol. Soc. Esp. Mineral., 15 (1): 306-312. (*)

Moro Benito, M. C., Pérez del Villar, L., Cembranos Pérez, M. L. (1994): Stratiform barite ore deposits in Palaeozoic rocks, province of Zamora (Spain). Metallogeny of Collisional Orogens, 376-382. (Seltmann, Kämpf & Moller, Eds). Czech Geological Survey, Prague. (*)

Muñoz de la Nava, P., Romero Escudero, J. A., Crespo Rosa, A., Carrión Moles, F., García Romero, E., Rodríguez Sánchez, I., Garbayo Martínez, M. P. (1986): Potencial básico de granitos y gneises ornamentales en Castilla y León. IGME. SOCIMEP, S.Coop.-GEOMECANICA. 14 tomos. (*)

Muñoz de la Nava, P., Romero Escudero, J. A., Rodríguez Suárez, I., García Romero, E., Crespo Rosa, A., Carrión Moles, F., Garbayo Martínez, M. P. (1989): Metodología de investigación de rocas ornamentales: granitos. Bol. Geol. Min., 100 (3): 129-149. (*)

Muñoz del Real, J. L., Lendínez González, A., Cabra Gil, P. (in litt.): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 401 (Cuéllar) . ITGE. Madrid. (*)

Muñoz, A. Soria, A. R., Canudo, J. I., Casas, M, Gil, A. (1995): Las Facies Urgón del borde norte de la Sierra de Cameros (La Rioja). Implicaciones paleogeográficas y cronoestratigraficas. XIII Cong. Esp. Sedimentología, Teruel, 89-90. (*)

Muñoz, A., Ramos, A., Sopeña, A, Sánchez Moya, Y. (1995): Caracterización de las unidades litoestratigráficas del Triásico en el subsuelo del Terciario noroccidental de la Cordillera Ibérica y áreas adyacentes. Cuad. Geol. Ibérica, 19: 129-171. (*)

Murciego, A., Martín Pozas, J. M., García Sánchez, A., Gonzalo Corral, J. F. (1992a): Estudio mineralógico y cristaloquímico de la casiterita del yacimiento de Lumbrales (Salamanca, España). III Cong. Geol. Esp., Salamanca, Actas 3: 228-232. (*)

Murciego, A., Pérez Vazquez, M. J., Pellitero, E., Babkine, J., Dusausoy, Y. (1992b): Primera aportación al estudio de fases sulfuradas del yacimiento de Lumbrales (Salamanca). Bol. Soc. Esp. Mineral., 15 (1): 253-257. (*)

Navarro Vázquez, D. (1982): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 101 (Villablino). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Navarro Vázquez, D. (1991a): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 350 (Soria). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. ITGE. Madrid. (*)

Navarro Vázquez, D. (1991b): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 380 (Borobia). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. ITGE. Madrid. (*)

Navidad, M., Peinado, M., Casillas, R. (1992): El magmatismo prehercínico del centro peninsular (Sistema Central Español). In: Paleozoico Inferior de Ibero-


América. (Gutiérrez Marco, J. C., Saavedra, J. & Rábano, I., Eds.). Univ. Extremadura. p. 485-494. (*)

Navidad, M., Villaseca, C. (1983): Sobre la mineralogía del skarn férrico del Arroyo Zancado (Macizo de El Caloco-Guadarrama central). Rev. Mat. Proc. Geol., I: 299-310. (*)

Nollau, G. (1966): El desarrollo estratigráfico del Paleozoico en el oeste de la provincia de León (España). Not. Com. Inst. Geol. Min. España, 88: 31-48. (*)

Nollau, G. (1968): Stratigraphie, Magmatismus und tektonik der Montes de León awischen Astorga und Ponferrada in Nord-west-Spanien. Geotekt. Forsch., 27: 71-146.

Núñez, A., Colodrón, I., Zazo, C., Goy, J. L. (1975): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 275 (Santa María del Campo). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Oen, I. S. (1970): Granite intrusion, folding and metamorphism in central northern Portugal. Bol. Geol. Min., 81: 271-298.

Olivé Davó, A., Ramírez del Pozo, J., Riba Arderiu, O. (1979): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 137 (Miranda de Ebro) . Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Olivé Davó, A., Ramírez Merino, J. I. (1990): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 202 (Santo Domingo de la Calzada). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. ITGE. Madrid. (*)

Olivé Davó, A., Ramírez Merino, J. I., Ortega, L. I. (1990): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 201 (Belorado) . Segunda serie (MAGNA), Primera edición. ITGE. Madrid. (*)

Ordóñez, S. (1992): Bauxitas de España. In: Recursos Minerales de España. (García Guinea, J., Martínez Frías, J., Eds.). CSIC. p. 221-238. (*)

Ordóñez, S., García del Cura, A., López Aguayo, F. (1981): Chemical carbonated sediments in continental basins: the Duero Basin. IAS 2nd Eur. Mig., Bologna, 130-133. (*)

Ordóñez, S., Menduiña, J., García del Cura, M. A. (1982): El sulfato sódico natural en España. Tecniterrae, 46: 16-32. (*)

Paniagua Condado, A. (1993): Mineralizaciones asociadas a fracturas tardihercínicas en la Rama Sur de la Zona Cantábrica . Tesis Doctoral (Inédita). Univ. de Oviedo. 337 p. (*)

Paniagua Condado, A., Fontboté, L., Fenoll, P., Fallick, A. E., Moreiras, D. B., Corretgé, L. G. (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). In: Current research in geology applied to ore deposits . (Fenoll, P., Torres-Rúiz, J.A. & Gervilla, F., Eds.). p. 531-534. (*)

Paniagua Condado, A., Rodríguez Pevida, J. S., Gutiérrez Villarias, J. L. (1988): Mineralizaciones As-Sb-Au asociadas a rocas igneas filonianas del NE de León: las minas de Burón. Bol. Soc. Esp. Mineral., 11 (1): 35-46. (*)

Paniagua Condado, A., Rodríguez Pevida, L. S. (1988): Génesis y evolución de las mineralizaciones de Cu-Co-Ni-V-P-Zn-Au-Ag, ligadas a las estructuras tardihercínicas en el área de Pajares-Villamanín-Boñar (norte de León). Bol. Soc. Esp. Mineral., 11 (2): 118-119. (*)

Bibliografía 377

Paniagua Condado, A., Rodríguez Pevida, L. S., Garzón, L., Pérez, J. M. , Quintana, A. (1987): Presencia de una paragénesis Cu-Ni-Co-V-As-S, en la Zona Cantábrica: la Mina Profunda, Cármenes (León). Geogaceta, 2:22-24. (*)

Paniagua Condado, A., Rodríguez Pevida, L. S., Loredo, J., Fontboté, L., Fenoll Hach-Alí, P. (1996): Un yacimiento de Au en carbonatos del Orógeno Hercínico: el área de Salamón (N León). Geogaceta, 20 (7): 1605-1608. (*)

Paniagua Condado, A., Rodríguez Pevida, S., Gutiérrez Villarias, J. L. (1987): Mineralizaciones As-Sb-Au asociadas a rocas ígneas filonianas de NE de León: las minas de Burón. Bol. Soc. Esp. Mineral., 10 (1): 25-26. (*)

Parga Pondal, I., Matte, P., Cavdevilla, R. (1964): Introduction à la géologie de l'Ollo de Sapo. Formation porphyroide antesiluriende du nord ouest de L'Espagne. Not. Com. Inst. Geol. Min. España, 76: 119-154. (*)

Pavón Mayoral, J., García Argüeso, J. M., Colmenero Navarro, J. R., Sánchez de la Torre, L., Manjón Rubio, M. (1975): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 237 (Castrojeriz). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Pavón Mayoral, J., García Argüeso, J. M., Manjón Rubio, M. (1975): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 236 (Astudillo) . Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Pedraza Gilsanz, J. (1994): Sistema Central. In: Geomorfología de España. (Coord. Gutiérrez Elorza, M.). Ed. Rueda. Madrid. p. 63-100. (*)

Pellitero, E. (1980): Caracteres petrogenéticos y metalogenéticos de los yacimientos de W de la provincia de Salamanca . Tesis Doctoral. Resúmen. Univ. de Salamanca. 30 p. (*)

Pellitero, E. (1981a): Factores geológicos y genéticos en los yacimientos wolframíferos del norte de la provincia de Salamanca. Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 2: 245-257. (*)

Pellitero, E. (1981b): La zona wolframífera centro-oriental de Salamanca. Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 2: 227-244. (*)

Pellitero, E., Arribas Moreno, A., Saavedra Alonso, J. (1976b): Geología de áreas mineralizadas en la Antiforma de Vecinos-Martinamor (Salamanca). Tecniterrae, 10: 20-27. (*)

Pellitero, E., Saavedra, J., García Sánchez, A., Arribas Moreno, A. (1976a): Geoquímica del W en el área circundante al yacimiento de sheelita de Barruecopardo (Salamanca). Acta Geol. Hisp., 11 (5): 133-136. (*)

Pellitero, E., Saavedra, J., García Sánchez, A., Gonzalo Corral, F. J. (1985): Caracterización de concentraciones estratiformes de Sn y W en la zona de San Pedro de Rozados-Martinamor (Salamanca). Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 9: 177-189. (*)

Pellitero, E., Saavedra, J., Vindel, E., Arribas, A., García, A., Rodríguez, S. (1975): Estudio del yacimiento de scheelita de Barruecopardo (Salamanca). II Reun. Ibero. Geol. Económica, Buenos Aires, V: 325-355.

Pendas Fernández, F., Menéndez Casares, E. (1994): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 134 (Polientes). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. ITGE. Madrid. (*)

Penha, H. M., Arribas, A. (1974): Datación geocronológica de algunos granitos uraníferos españoles. Bol. Geol. Min., 85: 3.


Pereira Gómez, M. D., Ronkin, Y., Bea, F. (1992): Dataciones Rb-Sr en el complejo anatéctico de la Peña Negra (batolito de Ávila), España central: Evidencias de magmatismo prehercínico. Rev. Soc. Geol. España, 5 (1-2): 129-134. (*)

Pérez Arlucena, M. (1991): Características de los sedimentos carbonáticos de la segunda transgresión del Triásico medio (Ladiniense) en la zona central de la Cordillera Ibérica. Rev. Soc. Geol. España, 4 (1-2): 143-164. (*)

Pérez del Villar, L., Moro, C. (1989): Los yacimientos peribatolíticos de uranio encajados en metasedimentos: comparación con los del área de Acehuche-Ceclavín (provincia de Cáceres). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 26: 135-161. (*)

Pérez Estaún, A. (1978): Estratigrafía y estructura de la rama S de la Zona Asturoccidental-Leonesa. Colección Memorias. 92: 149 p. (*)

Pérez Estaún, A., Bastida, F., Alonso, J. L., Marquínez, J., Aller, J., Álvarez Marrón, L., Marcos, A., Pulgar, J. A. (1988): A thin-skinned tectonics model for a arcuate fold and thrust belt: the Catabrian Zone (Variscan Ibero Armorican Arc). Tectonics, 7 (3): 517-537. (*)

Pérez Estaún, A., Martínez-Catalán, J. R., Bastida, F (1991): Crustal thickening and deformation sequence in the footwall to the suture of the Variscan belt of northwest Spain. Tectonophysics, 191: 243-253. (*)

Pérez García, A., Robles, S., Vicente Bravo, J. C. (1993): Modelo genético de las secuencias arenosas de plataforma de la Formación Balmaseda (Albiense de la Cuenca Vascocantábrica, N de España). Geogaceta, 14: 76-79. (*)

Pérez García, L. C. (1977): Los sedimentos del NO de la Cuenca del Duero (provincia de León, España) y su prospección. Tesis Doctoral (Inédita). Univ. de Oviedo. 403 p. (*)

Pérez García, L. C. (1988): Estudio geológico del yacimiento aurífero de Las Médulas de Carucedo. In: La Corona y el Castro de Corporales II. (Fernández-Posse, M.D. y Sánchez-Palencia, F.J., Eds). Ministerio de Cultura y Junta de Castilla y León. P. 243-248. (*)

Pérez García, L. C. (1991): Métodos de prospección de oro en diferentes depósitos aluvionares de España. Simp. Int. sobre Yacimientos aluviales de oro, La Paz (Bolivia), 325-355. (*)

Pérez García, L. C. (1992b): Sedimentología de algunos placeres de oro en terrazas fluviales de la Península Ibérica (León y Cáceres-Beira Baixa). III Cong. Geol. Esp., Salamanca, Actas tomo 3: 280-284. (*)

Pérez García, L. C. (1992a): Las Médulas de Carucedo (León), contribución a su conocimiento geológico. III Cong. Geol. Esp., Salamanca, Actas tomo 3: 273-279. (*)

Pérez García, L. C., Sánchez-Palencia, F. J. (1985): Yacimientos auríferos ibéricos de la antigüedad. Investigación y Ciencia, 104: 64-75. (*)

Pérez García, L. C., Sánchez-Palencia, F. J. (1992): Los yacimientos de oro de Las Médulas de Carucedo (León). In: Recursos Minerales de España. (García Guinea, J., Martínez Frías, J., Eds.). CSIC. p. 861-873. (*)

Pérez González, A. (1982): El cuaternario de la región central de la Cuenca del Duero y sus principales rasgos geomorfológicos. Temas Geol. Min. Inst. Geol. Min., España, 6 (2): 717-740. (*)

Bibliografía 379

Pérez González, A., Martín-Serrano García, A., Pol Méndez, C. (1994): Depresión del Duero. In: Geomorfología de España. (Coord. Gutiérrez Elorza, M.). Ed. Rueda. Madrid. p. 351-383. (*)

Pérez Ingelmo, J. A. (1990): La alteración pretriásica y mineralizaciones de hierro asociadas en el área del Moncayo (Rama oriental de la Cordillera Ibérica) . Tesis de Licenciatura. (Inédita). Univ. de Salamanca. 92 p. (*)

Pérez Torrado, F. J. (1988): Características de los materiales metamórficos y graníticos al W y SW de Bohoyo (provincia de Ávila). II Cong. Geol. Esp., Granada, Vol. 2: 51-54. (*)

Pierrel, L., Gagny, Cl., Hermosa, J. L., Servajean, G. (1981): La Mina Dorinda: un exemple de minéralisation filoniènne en terrain métamorphique liée à un magmatisme leucogranitique (district métallifère de Villadepera, province de Zamora, Espagne). Cuad. Geol. Ibérica, 7: 383-389. (*)

Pineda Velasco, A. (1996): El enlace y la paleogeografía neógena entre las Cuencas del Duero y el Ebro en La Bureba (Burgos). Bol. Geol. Min., 107: 14-28. (*)

Pineda Velasco, A. (in litt.): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 166 (Villadiego). ITGE. Madrid. (*)

Pitcher, W. S. (1983): Granite type and tectonic environment. In: Mountain Building Processes. (Hsü, K., Ed.). Academic Press London. p. 19-40.

Platt, J. P. (1986): Dynamics of orogenic wedges and the uplift of high-pressure metamorphic rockc. Geol. Soc. Amer. Bull., 97: 1037-1053. (*)

Pol Méndez, C., Carballeira Cueto, J. (1986): El sinclinal de Santo Domingo de Silos: Estratigrafía y paleogeografía de los sedimentos continentales (borde este de la Cuenca del Duero). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 22: 7-36. (*)

Pol, C., Buscalioni, A. D., Carballeira, J., Francés, V., López Martínez, N., Marandat, B., Moratalla, J. J., Sanz, J. L., Sigé, B., Villatte, J. (1992): Reptiles and mammals from the late Cretaceous new locality Quintanilla del Coco (Burgos Province, Spain). N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 184 (3): 279-314. (*)

Polo, M. A., Alonso Gavilán, G., Valle, M. F. (1987): Bioestratigrafía y paleogeografía del Oligoceno-Mioceno del borde SO de la fosa de Ciudad Rodrigo (Salamanca). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 24: 229-246. (*)

Portero García, J. M., Aznar Aguilera, J. M. (1984): Evolución morfotectónica y sedimentación terciaria en el Sistema Central y cuencas limítrofes (Duero y Tajo). I Cong. Esp. Geol., t. 3: 253-263. (*)

Portero García, J. M., Carreras Suárez, F., Olivé Davó, A., Del Olmo Zamora, P. (1982b): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 428 (Olmedo) . Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Portero García, J. M., Del Olmo Zamora, P. (1982a): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 273 (Palencia). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Portero García, J. M., Del Olmo Zamora, P. (1982b): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 400 (Portillo). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Portero García, J. M., Del Olmo Zamora, P., Ramírez del Pozo, J., Vargas Alonso, I. (1982a): Síntesis del Terciario continental de la Cuenca del Duero. Temas Geol. Min. Inst. Geol. Min., España, 6 (1): 11-37. (*)


Portero García, J. M., Del Olmo, P., Olivé, A. (1983): El Neógeno de la transversal norte-sur de la Cuenca del Duero. In: Libro Hom. J.M: Ríos, Geología de España . (Comba, J.A., Ed.). IGME. II: 494-502. (*)

Portero García, J. M., Hernández Samaniego, A., Ramírez del Pozo, J., Riba Arderiu, O. (1979): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 168 (Briviesca) . Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Portero García, J. M., Ramírez del Pozo, J., Aguilar Tomás, M. J. (1978): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 169 (Casalarreina) . Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Prado, J. G., Colmenero, J. R. (1992): Rango de los carbones de las cuencas de la Cordillera Cantábrica. III Cong. Geol. Esp., Salamanca, Simposios, 2: 277-283. (*)

Priem, H. N. A., Dem Tex, E. (1984): Tracing crustal evolution in the NW Iberian Peninsula trougth the Rb-Sr and U-Pb systematics of Paleozoic granitoides: a review.. Phys. Earth Planet. Int., 35: 121-130.

Puig y Larraz, G. (1883): Descripción física, geológica y minera de la provincia de Zamora. Men. Com. Mapa Geol. España., 448 p.

Pujalte, V. (1989): Ensayo de correlación de las sucesiones del Oxfordiense-Barremiense de la Región Vasco-Cantábrica basado en macrosecuencias deposicionales: implicaciones paleogeográficas. Cuad. Geol. Ibérica, 13: 199-215. (*)

Pujalte, V., García Mondejar, J. (1982): Regíon Vasco-Cantábrica y Pirineo Navarro. In: El Cretácico de España. Univ. Complutense. Madrid. p. 49-63. (*)

Pulgar, J. A. (1980): Las fases de replegamiento hercinianas en la Zona Asturoccidental Leonesa (NW de España). Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 1: 165-171. (*)

Pulgar, J. A., Bastida, F., Marcos, A., Pérez Estaún, A., Galán, J., Vargas, I. (1981): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 100 (Degaña) . Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Pulgar, J. A., Gallart, J., Fernández Viejo, G., Pérez Estaún, A., Álvarez Marrón, J., ESCIN Group (1996): Seismic image of the Cantabrian Mountains in the western extension of the Pyrenees from integrated escin reflection and refraction data. Tectonophysics, 264: 1-19. (*)

Quesada, S., Robles, S., Pujalte, V. (1991): Correlación secuencial y sedimentológica entre registros de sondeos y series de superficie del Jurásico marino de la cuenca de Santander (Cantabria, Palencia y Burgos). Geogaceta, 10: 3-6. (*)

Quesada, S., Robles, S., Pujalte, V. (1993): El Jurásico marino del margen suroccidental de la Cuenca Vascocantábrica y su relación con la exploración de hidrocarburos. Geogaceta, 13: 92-96. (*)

Quílez, E. (1994): Mineralizaciones filonianas de wolframio de la Sierra de Guadarrama: modelo y caracterización del proceso hidrotermal. Bol. Soc. Esp. Mineral., 17: 281-282. (*)

Quiléz, E., Vindel, E., Sierra, J., Cathelineau, M., Boiron, M. C., López García, J. A. (1994): Caracterización del proceso hidrotermal en la mineralización de W de El Estepar (Sistema Central Español). Bol. Soc. Esp. Mineral., 17 (1): 192-193. (*)

Quintero, I., Mansilla, H. (1981): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 348 (San Leonardo de Yagüe). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Bibliografía 381

Quiroga de la Vega, J. L. (1981): Estudio geológico del Paleozoico del W de Zamora. Tesis Doctoral (Inédita). Univ. de Oviedo.

Quiroga de la Vega, J. L. (1982): Estudio geológico del Paleozoico del W de Zamora. Trabajos Geol. Univ. Oviedo, 12: 205-226. (*)

Rabu, D. (1977): Le Paléozoïque du Bierzo (provinge de Leon, NW d' Espagne). Stratigraphie, structure, metallogenie . Tesis Univ. Rennes. 200 p.

Ramírez Copeiro del Villar, J. (1979): Características del campo filoniano de Calabor (Zamora, España). Bol. Geol. Min., XC-II: 148-161. (*)

Ramsay, J. G. (1977): Plegamiento y fracturación de las rocas . (H. BLUME). 590 p. (*)

Rat, P. (1988): The Basque-Cantabrian basin between the iberian and european plates some facts but still many problems. Rev. Soc. Geol. España, 1 (3-4): 327-348. (*)

Recio, C., Fallick, E., Ugidos, J. M. (1992): A stable isotopic study of the late-Hercynian granites and their host-rosks in the Central Iberian Massif (Spain). Trans. Roy. Soc. Edim., 83: 247-257. (*)

Regueiro y González-Barros, M. (1995): Spanish industrial minerals and rocks. Industries come of age. Industrial Minerals, Mayo 95: 63-77. (*)

Regueiro y González-Barros, M., Lombardero Barceló, M. (1997): Innovaciones y avances en el sector de las rocas y minerales industriales . Ilustre Colegio Oficial de Geólogos de España. 78 p. (*)

Regueiro y González-Barros, M., Sánchez, E., Sanz, V., Criado, E. (1996): La industria cerámica en España. Bol. Soc. Esp. Cerám. Vidrio, 35 (6): 439-452. (*)

RENASA (1989): Creación de una base de datos de los indicios minerales y arcillas industriales de la Comunidad Autónoma de Castilla y León. Zona central de la Cuenca del Duero. Informe interno nº 87. Junta de Castilla y León (Convenio). 10 tomos. (*)

Rey de la Rosa, J. (1973): Trabajo de investigación de Pb-Zn en la reserva de Loma Charra en la provincia de Soria. Bol. Geol. Min., LXXXIX-I: 32-43. (*)

Rey, D., Ramos, A. (1991): Estratigrafía y sedimentología del Pérmico y Triásico del sector Deza-Castejón (Soria). Rev. Soc. Geol. España, 4 (1-2): 105-125. (*)

Reyes, J. L., Jiménez Benayas, S. (1988): Las mineralizaciones auríferas de Pino (Zamora). VIII Cong. Inter. Min. y Met. Oviedo (Área de Geología aplicada), 538-552.

Ribeiro, A., Quesada, C., Dalmeyer, D. (1990): Geodynamic evolution of the Iberian Massif. In: Pre-mesozoic Geology of Iberia. Springer-Verlag. p. 399-409. (*)

Ribera, F., Tornos, F. (1993): Estudio geológico-metalogenético de las mineralizacines de Zn-Pb (Ag) encajadas en la Caliza de Vegadeo, Zona Asturoccidental-Leonesa, NO de España. Informe interno. ITGE. 150 p. (*)

Ribera, F., Tornos, F., Locutura, J. (1992): Las mineralizaciones hidrotermales de oro de la vertiente norte del Teleno (León). III Cong. Geol. Esp., Salamanca, Actas tomo 3: 418-421. (*)

Ribera, F., Tornos, F., Locutura, J. (1992): Las mineralizaciones estratoides de Zn-Pb de la serie de Vegadeo en la zona de Ponferrada (Zona Astur Occidental Leonesa, NO de España). Geogaceta, 11: 12-14. (*)

Rincón, R., Vilas, L., Arias, C., García Quintana, A., Mas, J. R., Alonso, A., Meléndez, N. (1983): El Cretácico de las cordilleras intermedias y borde de la


Meseta. In: Libro Hom. J.M: Ríos, Geología de España . (Comba, J.A., Ed.). IGME. II: 79-103. (*)

Ríos, J. M. (1960): Relación de los principales sondeos para investigación de petróleos llevados a cabo desde 1939 hasta Mayo de 1960. Not. Com. Inst. Geol. Min. España, 59: 133-166. (*)

Ríos, J. M. (1961): Relación de las principales actividades para investigación de hidrocarburos llevadas a cabo en España durante 1960. Not. Com. Inst. Geol. Min. España, 63: 67-102. (*)

Ríos, J. M. (1962): Relación de las principales actividades para la investigación de hidrocarburos llevadas a cabo durante 1961. Not. Com. Inst. Geol. Min. España, 66: 143-188. (*)






Rivas Carballo, R. (1989): In: Palinología del Neógeno de la región suroriental de la Depresión del Duero (Aranda de Duero-Peñafiel). Tesis Doctoral (Inédita). Univ. de Salamanca. 244 p.

Rivas Carballo, R., Alonso Gavilán, G., Civis, J., Valle, M. F. (1992): Paleoclimatología y paleoecología de las Facies de Zaratán, Neógeno de la Cuenca del Duero (prov. de Valladolid, España). III Cong. Geol. Esp., Salamanca, Actas tomo 1: 539-543. (*)

Rivero, L., Guimerà, J., Casas, A. (1996): Estructura profunda de la cuenca de Cameros (Cordillera Ibérica) a partir de datos gravimétricos. Geogaceta, 20 (7): 1695-1697. (*)

Robles, S., Pujante, V., Valles, J. C. (1989): Sistemas sedimentarios del Jurásico de la parte occidental de la Cuenca Vasco-Cantábrica. Cuad. Geol. Ibérica, 13: 185-198. (*)

Roc Máquina (1996): Anuario de Piedras Naturales de España. Roc Máquina. 678 p. (*)

Roda Robles, E. (1993): Distribución, características y petrogénesis de las pegmatitas de La Fregeneda (Salamanca) . Tesis Doctoral (Inédita). Univ. País Vasco. 199 p. (*)

Roda Robles, E., Fontan, F., Pesquera, A., Velasco, F. (1996): The phosphate mineral association of the granitic pegmatites of the Fregeneda area (Salamanca, Spain). Min. Mag., 60 (3): 767-778.

Bibliografía 383

Rodas González, M., Luque del Villar, F. J. (1992): Yacimientos españoles de talco. In: Recursos Minerales de España. (García Guinea, J., Martínez Frías, J., Eds.). CSIC. p. 1387-1400. (*)

Rodríguez Alonso, M. D. (1985): El Complejo Esquisto Grauwáckico y el Paleozoico en el centro-oeste español. Tesis Doctoral. Acta Salmanticensia. Sec. Ciencias. Univ. de Salamanca. 51: 159 p. (*)

Rodríguez Alonso, M. D., Alonso Gavilán, G., Liñán, E., Gámez-Vitaned, A., Pérez García, P. P. (1995): Transversal Salamanca-Tamames-Peña de Francia -Monsagro- S Ciudad Rodrigo (Spain). XIII Reunión de Geología del Oeste Peninsular, Salamanca, 13-23. (M. D. Rodríguez Alonso y J. C. Gonzalo Corral. Eds). (*)

Rodríguez Alonso, M. D., Bascones Alvira, L. (1990): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 526 (Serradilla del Arroyo) . Segunda serie (MAGNA), Primera edición. ITGE. Madrid. (*)

Rodríguez Alonso, M. D., Palacios, T. (1995): Neoproterozoic-Lower Cambrian in the Central-Western part of the Iberian Peninsula. XIII Reunión de Geología del Oeste Peninsular, Salamanca, 1-11. (M. D. Rodríguez Alonso y J. C. Gonzalo Corral. Eds). (*)

Rodríguez Fernández, L. R. (1991): Evolución tectonosedimentaria del NO del Macizo Ibérico durante el Carbonífero. Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 16: 37-52. (*)

Rodríguez Fernández, L. R. (1994): La estratigrafía del Paleozoico y la estructura de la Región de Fuentes Carrionas y áreas adyacentes (Cordillera Herciniana NO de España). Lab. Xeol. Laxe. Serie Nova Terra. Tesis Doctoral, 9:1-240. (*)

Rodríguez Fernández, L. R., Heredia, N. (1987): La estratigrafía del Carbonífero y la estructura de la Unidad del Pisuerga-Carrión. NO de España. Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 12: 207-229. (*)

Rodríguez Fernández, L. R., Heredia, N. (1988): Evolución tectosedimentaria de una cuenca de antepaís ligada a una cadena arqueada: el ejemplo de la Unidad del Pisuerga-Carrión (Zona Cantábrica, NO de España). II Cong. Geol. Esp., Granada, Simposios: 65-74. (*)

Rölz, P. (1972): Beitrage zum Aufbau des junpräkambrischen und attpalaozoischen Grundgebirges in den Provinzen Salamanca und Cáceres (Sierra de Tamames, Sierra de Francia und östliche Sierra de Gata) Spanien (Auszug). Technischen Universität München, 147 p.

Romero Alfaro, M., Gracia Plaza, A. S. (1985): Evolución de la planta de concentración de la mina de estaño El Cubito. Salamanca. VI Reunión de Xeoloxia e Mineria do N. O. Peninsular, 561-578. (*)

Royo y Gómez, J. (1926): Terciario continental de Burgos. XIV Cong. Geologico Internacional, Madrid, Excursión A.6: 7-67. (*)

Rubio, J. I., Villaseca, C. (1981): Sobre el stock adamellítico de la Granja y el sector metamórfico encajante (Guadarrama Central). Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 2: 99-116. (*)

Ruiz Fernández de la Lopa, V, Lendínez González, A., Martín Herrero, D. (1991): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 408 (Torrijo de la Cañada) . Segunda serie (MAGNA), Primera edición. ITGE. Madrid. (*)

Ruiz Fernández de la Lopa, V. (1991): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 406 (Almazán). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. ITGE. Madrid. (*)


Ruiz Fernández de la Lopa, V., Valverde Hernández, M. F. (1991): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 377 (Burgo de Osma) . Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Saavedra Alonso, J., Pellitero, E. (1975): Factores geoquímicos y petrológicos en la génesis de yacimientos de Sn y W asociados a rocas plutónicas ácidas. Aplicación al granito del Jalama (Salamanca-Cáceres). Tecniterrae, 3: 8-15. (*)

Saavedra Alonso, J., Pellitero, E., García Sánchez, A., Madruga, F. (1977): Estudio del granito mineralizado del Jalama, Salamanca-Cáceres, España. Bol. Geol. Min., 88 (4): 333-344. (*)

Saint-André, D. de, Arribas, A. (1987): U/Pb systematics and age of vein-like uranium deposits in metasedimentary rocks: the case of the Fe orebody, Salamanca (Spain). NATO Advances Studies Institute. Geochesmistry of Hidrothermal Ore Formig Processes, Salamanca.

Salomón, J. (1982): Cameros-Castilla. El Cretácico inferior. In: El Cretácico de España. Univ. Complutense. Madrid. p. 345-387. (*)

Salvany, J. M., Ortí, F. (1990b): Parada 19: Yesos de Cerezo (Villalómez, Mioceno). In: Formaciones evaporíticas de la Cuenca del Ebro y cadenas periféricas, y de la zona de Levante. (Ortí Cabo, F., Salvany Durán, J. M., Eds). ENRESA-Univ. Barcelona. p. 199-200. (*)

Salvany, J. M., Ortí, F. (1990a): Parada 20: Glauberitas de Belorado (Mioceno). In: Formaciones evaporíticas de la Cuenca del Ebro y cadenas periféricas, y de la zona de Levante. (Ortí Cabo, F., Salvany Durán, J. M., Eds). ENRESA-Univ. Barcelona. p. 200-201. (*)

San José, M. A., Rábano, I., Gerranz, P., Guriérrez Marcos, J. C. (1992): El Paleozoico inferior de la Zona Centroibérica meridional. In: Paleozoico Inferior de Ibero-América. (Gutiérrez Marco, J. C., Saavedra, J. & Rábano, I., Eds.). Univ. Extremadura. p. 505-521. (*)

San Miguel de La Cámara, M. (1954): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 347 (Peñaranda de Duero). Primera serie (MAGNA). IGME. Madrid. (*)

Sánchez de la Torre, L. (1982b): Tránsito de Facies Tierra de Campos a Facies de Cuestas y depósitos de Cienaga. Zaratán. Temas Geol. Min. Inst. Geol. Min., España, 6 (2): 759-762. (*)

Sánchez de la Torre, L. (1982a): Características de la sedimentación miocena en la zona norte de la Cuenca del Duero. Temas Geol. Min. Inst. Geol. Min., España, 6 (1): 701-705. (*)

Sánchez de la Torre, L., Manjón Rubio, M., González Lastra, J. (1982): Sedimentos carbonatados en el Mioceno superior al oeste de Valladolid. Temas Geol. Min. Inst. Geol. Min., España, 6 (2): 623-637. (*)

Sánchez Fernández, M. T., Martín-Izard, A., Reguilón Bragado, R. (1989): Caracteres geológicos y metalogénicos de los yacimientos de Pb-Zn-Ag del área de El Barraco (Ávila). Bol. Geol. Min., 100 (6): 143-158. (*)

Sánchez Palencia, F. (1983): La explotación del oro de Asturias y Gallaecia en La Antigüedad. Tesis Doctoral (Inédita). Univ. Complutense, Madrid (inédita). 735 p.

Sánchez Palencia, F., Dolores Fernández-Posse, M, Fernández Manzano, J., Orejas, A. (1996): La zona arqueológica de Las Médulas. León . Junta de Castilla y León. Consejería de Fomento. 53 p. (*)

Santamaría, J., Robles Casas, R. (1990): Algunas aportaciones al conocimiento tecto-sedimentario del Carbonífero de El Bierzo (León). Geogaceta, 8: 68-69. (*)

Bibliografía 385

Santisteban, J. I., Mediavilla, R., Martín Serrano, A. (1991): El Paleógeno del sector suroccidental de la Cuenca del Duero: nueva división estratigráfica y controles sobre su sedimentación. Acta Geol. Hisp., 26: 133-148. (*)

Santos, J. A., Mingarro, F., Ordóñez, S. (1979): Sedimentología del lago de Carucedo (Ponferrada, León). Estudios Geol., 35: 305-310. (*)

Santos, J. A., Navarro, D., Horvath, V. (1990): La cuenca estefaniense de Canseco-Salamón (norte de León, Cordillera Cantábrica). Un ejemplo de abanicos aluviales ligados a una zona de fractura. Bol. Geol. Min., 101 (4): 3-21. (*)

Schermerhorn, L. J. G. (1956): Igneous, metamorphic and ore geology of the Castro Daire-São Pedro do Sul-Sátão region (Northern Portugal). Com. Serv. Geol. Portugal, XXXVII: 5-617.

Schermerhorn, L. J. G. (1981): Framework and evolution of Hercynian mineralization in the Iberian Meseta. Leid. Geol. Med., 52 (1): 23-56. (*)

Schermerhorn, L. J. G., Priem, H. N. A., Boelrijk, N. A. I. M., Hebeda, C. H., Verdurmen, E. A. Th., Verschure, R. H. (1978): Age and origin of the Messejana dolerite fault-dike system (Portugal and Spain) in the ligth of the opening of North Atlantic Ocean. Jour. Geol., 86: 299-309.

Schmidt-Kittler, N. (Ed.) (1987): International Symposium on Mammalian Biostratigraphy and Palaeoecology of the European Paleogene . Mainz. Muncher Geowiss. Abh. A. (10).

Schoeller, W. P., Powell, A. R. (1920): Villamaninite, a new mineral. Min. Mag., 19: 14-18.

Sección de prospección de hidrocarburos de la Dirección General de Energía (1974-1990): Resumen de actividades en investigación y explotación de hidrocarburos durante los años 1974 a 1990. Industria Minera, 158 a 304. (*)

Serrano Pinto, M., Casquet, C., Ibarrola, E., Corretgé, L. G., Portugal Ferreira, M. (1987): Sintese geocronologica dos granitoides do Maciço Hesperico. In: Geología de los granitoides y rocas asociadas del Macizo Hespérico . (Bea, F., Carnicero, A., Gonzalo, J.C., López Plaza, M. y Rodríguez Alonso, M.D., Eds.). Libro Homenaje a L. C. García de Figuerola. Ed. RUEDA. Madrid. p. 69-86. (*)

Serrano, A., Hernaiz, P. P., Malagón, J., Rodríguez Cañas, C. (1994): Tectónica distensiva y halocineses en el margen SO de la Cuenca Vasco-Cantábrica. Geogaceta, 15: 131-134. (*)

SIEMCALSA (1990): Investigación en el Área de Sabero (León y Palencia) de sus posibilidades mineras (excepto minerales energéticos). Fase I . Informe interno nº 2. 7 tomos. (*)

SIEMCALSA (1990): Investigación del potencial de rocas carbonatadas y caracterización de las mismas en Castilla y León. Fase I: León y Palencia . Informe interno nº 3. 7 tomos. (*)

SIEMCALSA (1991): Investigación geológica-minera en el P.I. CANDÍN nº 14.531 de la provincia de León. Informe interno nº 1. 1 tomo. (*)

SIEMCALSA (1991): Investigación del potencial de rocas carbonatadas y caracterización de las mismas en Castilla y León. Fase II: Burgos y Soria . Informe interno nº 4. 6 tomos. (*)

SIEMCALSA (1991): Investigación en el Área de Sabero (León y Palencia) de sus posibilidades mineras (excepto minerales energéticos). Fase II . Informe interno nº 5. 5 tomos. (*)


SIEMCALSA (1991): Características de las rocas ornamentales en Castilla y León . Informe interno nº 7. 2 tomos. (*)

SIEMCALSA (1992): Investigación del potencial de rocas carbonatadas y caracterización de las mismas en Castilla y León. Fase III: Zamora, Salamanca, Ávila, Segovia y Valladolid. Informe interno nº 8. 5 tomos. (*)

SIEMCALSA (1992): Catálogo de rocas ornamentales de Castilla y León. Fichas técnicas. Informe interno nº 10. 1 tomo. (*)

SIEMCALSA (1993): Ampliación del estudio de caracterización de rocas ornamentales de Castilla y León durante 1992 . Informe interno nº 14. 1 tomo. (*)

SIEMCALSA (1993): Optimización del proyecto de scheelita de Los Santos (Salamanca). Fase I. Informe interno nº 16. 1 tomo. (*)

SIEMCALSA (1993): Memoria de los trabajos realizados en el proyecto Salamón (León). Investigación de oro asociado a la Falla de León. Fase I. Informe interno nº 17. 2 tomos. (*)

SIEMCALSA (1996): Visita a los yacimientos de caolín de Tamame y Pereruela (Zamora) de Arcillas Blancas, S.A. (ABSA) . Informe interno. (*)

SIEMCALSA (1996): El yacimiento de scheelita de Los Santos (Salamanca). Memoria de los trabajos desarrollados hasta diciembre de 1995 . Informe interno nº 18. 1 tomo. (*)

SIEMCALSA (1996): Caliza de Velilla del Río Carrión (Palencia) . Informe interno nº 25. 80 p. (*)

Sierra, J., Ortíz, A. (1971): Introducción a la Metalogenia de España. I Cong. Hisp-Luso-Amer-Filip de Geol. Econ., Madrid, 379-406. (*)

Sjerp, N. (1967): The geology of the San Isidro-Porma area (Cantabrian Mountains, Spain). Leid. Geol. Med., 39: 55-128.

Sluiter, W. J., Pannekoek, A. J. (1964): El Bierzo, étude sédimentologique et géomorphologique d'un bassin intramontagneux dans le NW de L'Espagne. Leidse Geol. Meded., 30: 141-182.

Smith, A. G. (1996): Cenozoic latitudes, positions and topography of the Iberian Peninsula. In: Tertiary Basins of Spain: The Stratigraphic Record of Crustal Kinematics. (Friend, P. F.& Dabrio, C. J. Eds.). World and Regional Geology. Cambridge University Press. 6: 6-8. (*)

Smith, M. R., Collis, L. (1993): Áridos naturales y de machaqueo para la construcción. Pub. The Geological Society.London . Pub. Colg. Of. Geol. Esp. Nº 9. (Suárez, L. & Regueiro, M.). ICOG. 435 p. (*)

SMMPE, S. A. (1981): La disposición estructural de las facies litológicas y la mineralización en el área Santa Bárbara-Antonina (Vados del Sil, León). Informe interno. (*)

SMMPE, S.A. (1982): Estudio del Cámbrico. Síntesis de los trabajos realizados en la zona NW de León, E de Lugo y N de Orense . Informe interno. 212 p. (*)

SMMPE, S.A.-ENADIMSA (1985): Proyecto de investigación y explotación del yacimiento de Santa Bárbara. Términos municipales de Carucedo y Corullón (León). Informe interno. SMMPE, SA./ENADIMSA. 143 p. (*)

Soler, J. M. (1883): Reseña Geológico-Minera de la provincia de León. Exposición de Minería. Diputación Provincial de León. p. 8-45. (*)

Bibliografía 387

Sopeña, A., Virgili, C., Arche, A., Ramos, A., Hernando, S. (1983): El Triásico. In: Libro Hom. J.M: Ríos, Geología de España. (Comba, J.A., Ed.). IGME. II: 49-60. (*)

Spiro, B., Tornos, F., Shepherd, T. J. (1995): Stable isotope characterization of barren and mineralized tardi-hercynian hydrothermal carbonates in the Cantabrian Zon (N Spain). Mineral. Deposita, 75-78. (*)

Suárez Barrios, M. (1992): El yacimiento de paligorskita de Bercimuel (Segovia) . Tesis Doctoral (Inédita). Univ. de Salamanca. Dpto. Geología. 296 p. (*)

Suárez Barrios, M., Armenteros, I., Martín Pozas, J. M., Navarrete, J. (1989): El yacimiento de paligorskita de Bercimuel (Segovia): génesis y propiedades tecnológicas. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 26: 27-46. (*)

Suárez Barrios, M., Díez Torres, J. A., Añorbe, M., Navarrete, J., Martín Pozas, J. M. (1991): Mineralogía de arcillas en el sector central de la Cuenca del Duero. Bol. Geol. Min., 102 (2): 124-134. (*)

Suárez Barrios, M., Navarrete, J., Martín-Pozas, J. M. (1993): Estudio mineralógico del yacimiento de paligosrkita de Bercimuel (Segovia) y de su entorno. Bol. Geol. Min., 104 (4): 407-415. (*)

Suárez de Centi, C. (1988): Estratigrafía, sedimentología y paleogeografía de la Fm. Furada/San Pedro. Zona Cantábrica (NW de España) . Tesis Doctoral. (Inédita). 530 p.

Suárez Rodríguez, A., Alonso, J. L., Marcos, A. (1996): La colocación de los klippes del área del Porma (Zona Cantábrica, NO de España). Geogaceta, 20 (4): 871-874. (*)

Suárez Rodríguez, A., Barba, P., Heredia, N., Rodríguez Fernández, L. R., Fernández, L. P., Herrero, A. (1994): Mapa Geológico de la provincia de León. E. 1:200.000. ITGE, Diputación de León. 166 p. (*)

Suárez, O. (1970b): Los granitos de Ponferrada, León. Bol. Geol. Min., 81 (2-3): 71-77. (*)

Suárez, O. (1970a): Estudio petrológico de los afloramientos plutónicos de la zona astur-leonesa (NW de España). Tesis Doctoral (Inédita). Univ. de Salamanca. 283 p.

Suárez, O. (1974): Estudio petrológico y geoquímico del granito de Ancares (Asturias-Lugo, España). Estudios Geol., 30: 167-178. (*)

Suárez, O. (1976): Petrogénesis del granito de Campo de Agua (Zona Asturoccidental-Leonesa, España). Estudios Geol., 32: 425-432. (*)

Suárez, O., Corretgé, L. G. (1987): Plutonismo en las Zonas Cantábrica y Asturoccidental Leonesa. In: Geología de los granitoides y rocas asociadas del Macizo Hespérico. (Bea, F., Carnicero, A., Gonzalo, J.C., López Plaza, M. y Rodríguez Alonso, M.D., Eds.). Libro Homenaje a L. C. García de Figuerola. Ed. RUEDA. Madrid. p. 13-26. (*)

Timón Sánchez, S. M. (1995): Estudio mineralógico y químico de los sulfuros silúricos de Fe (Zn y Cu) de Latedo-Sejas de Aliste (Zamora). Tesis de Licenciatura. (Inédita). Univ. de Salamanca. 96 p. (*)

Timón Sánchez, S. M., Moro Benito, M. C., Fernández Fernández, A. (1996b): ð34S de los sulfuros silúricos tipo sedex de Latedo-Sejas de Aliste (Zamora, España). Geogaceta, 20 (7): 1535-1538. (*)


Timón Sánchez, S. M., Moro Benito, M. C., Fernández Fernández, A. (1996a): Estudio mineralógico, químico e isotópico prel iminar de los sulfuros de Fe (Zn y Cu) silúricos de Latedo-Sejas de Aliste (Zamora). Geogaceta, 19: 63-66. (*)

Tischer, G. (1965): Uber die Wealden-Ablagerung und die Tektonick der östlichen Sierra de los Cameros in den Nordwestlichen Iberischen Ketten (Spanien). Geol. Jashb., B.44: 123-164.

Tornos, F. (1989): Los skarns y mineralizaciones asociadas del Sistema Central Español. Modelo de caracterización petrológica, geoquímica y metalogénica . Tesis Doctoral (Inédita). Dpto. Petrología. Univ. Complutense. Madrid. 596 p. (*)

Tornos, F., Arias, D. (1993): Sulphur and lead isotope geochemistry of the Zn-Pb ore deposit of Rubiales (NW Spain). Eur. J. Mineral, 763-773. (*)

Tornos, F., Casquet Martín, C. (1984): La mineralización de W-Sn-Cu-Zn-Pb de Otero de Herreros (Segovia). Un skarn con una zona de cizalla superpuesta. I Cong. Esp. Geol., Segovia, II: 703-717. (*)

Tornos, F., Casquet, C., Caballero, J. M. (1993): La alteración hidrotermal asociada al plutón epizonal de Navalcubilla, Sierra de Guadarrama (Sistema Central Español). Rev. Soc. Geol. España, 6 (1-2): 67-83. (*)

Tornos, F., Casquet, C., Galindo, C., Caballero, J. M. (1994): El skarn de Arroyo Zancado: un caso peculiar de Skarn de tipo Ca-Fe en la Sierra de Guadarrama (S. C. E.) petrogénesis y cronología. Bol. Soc. Esp. Mineral., 17 (1): 98-99. (*)

Tornos, F., Casquet, C., Galindo, C., Caballero, J. M. (1995): El skarn de Arroyo Zancado: un caso peculiar de skarn de tipo Ca-(Fe) en la Sierra del Guadarrama (Sistema Central Español). Bol. Soc. Esp. Mineral., 18: 99-110. (*)

Tornos, F., Casquet, C., Locutura, J., Collado, R. (1991): Fluid inclusion and geochemical evidence for fluid mixing in the genesis of Ba-F (Pb-Zn) lodes of the Spanish Central System. Min. Mag., 55: 225-234. (*)

Tornos, F., Gumiel Martínez, P. (1992): El wolframio y estaño: aspectos económicos y metalogénicos. In: Recursos Minerales de España. (García Guinea, J., Martínez Frías, J., Eds.). CSIC. p. 379-394. (*)

Tornos, F., Ribera, F. (1993): Las mineralizaciones de oro del sector meridional de la Zona Asturoccidental Leonesa. Modelo metalogenético . Informe interno nº 11347. ITGE. 76 p. (*)

Tornos, F., Ribera, F., Shepherd, J. T., Shipo, B. (1996): The geological and metallogenic setting of stratabound carbonate-hosted Zn-Pb mineralizations in the West Asturian Leonese Zone, NW Spain. Mineral. Deposita, 31: 27-40. (*)

Tornos, F., Ribera, F., Spiro, B., Shepherd, T. J. (1992): Geología y geoquímica isotópica de las mineralizaciones de cinc-plomo de la Caliza de Vegadeo (Z. Asturoccidental Leonesa). III Cong. Geol. Esp., Salamanca, Actas tomo 3: 422-426. (*)

Truyols Santonja, J. M., Sánchez de Posada, L. (1983): El Carbonifero inferior y medio de la Región de Pliegues y Mantos. In: Carbonifero y Pérmico de España. IGME. p. 39-59. (*)

Truyols, J. M., Julivert, M. (1983): El Silúrico en el Macizo Ibérico. In: Libro Hom. J.M: Ríos, Geología de España. (Comba, J.A., Ed.). IGME. I: 245-264. (*)

Turrión Peláez, L. F. (1988): Estudio geológico y metalogenético de las mineralizaciones de manganeso asociadas al Sinforme de Alcañices (Zamora) . Tesis de Licenciatura. (Inédita). Univ. de Salamanca. 144 p. (*)

Bibliografía 389

Turrión Peláez, L. F., Moro Benito, M. C. (1989b): Aspectos mineralógicos y genéticos de las mineralizaciones de manganeso volcánico-sedimentarias de Manzanal del Barco (Zamora, España). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, Vol. Esp. 4: 217-228. (*)

Turrión Peláez, L. F., Moro Benito, M. C. (1989a): Las mineralizaciones de Mn volcano-sedimentarias de S. Vicente de la Cabeza (Zamora). Bol. Soc. Esp. Mineral., 12: 303-313. (*)

Twidale, C. R. (1982): Granite Landforms. Elsevier. Amsterdam. 372 p.

Ubanell, A. G. (1994): Los modelos tectónicos del Sistema Central Español. Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 19: 249-260. (*)

Ugidos, J. M. (1973): Los granitos aplíticos de nódulos en el área Béjar-Barco de Ávila (Salamanca-Ávila). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 6: 85-93. (*)

Ugidos, J. M. (1974a): Los granitos biotíticos ± cordierita de Béjar y áreas adyacentes. Bol. Geol. Min., LXXXV-II: 214-222. (*)

Ugidos, J. M. (1974b): Granitos de dos micas y moscovíticos en la Región de Barco de Ávila-Plasencia y áreas adyacentes (Ávila-Cáceres). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 7: 63-86. (*)

Ugidos, J. M., Bea, F. (1976): Análisis comparativo de los granitos del área Béjar-Plasencia con otros granitos "younger" centro peninsulares; precisiones sobre la serie mixta. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 10: 45-59. (*)

Ugidos, J. M., Bea, F. (1978): Ensayo sobre la génesis de las rocas graníticas del Macizo Hespérico. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 14: 35-77. (*)

Vacas Peña, J. M., Martínez Catalán, J. R. (1987): El Sinforme de Alcañices en la transversal de Manzanal del Barco. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 24: 151-176. (*)

Valverde Hernández, M. (1991): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 378 (Quintana Redonda). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. ITGE. Madrid. (*)

Valverde Vaquero, P., Dunning, G., Hernaiz Huerta, P. P., Escuder Viruete, J., Rodríguez Fernández, R. (1996): La extensión sin-colisional en la Zona Centro Ibérica: restricciones temporales impuestas por edades U-Pb en monacitas del sector de Somosierra, Sistema Central Español. Geogaceta, 20 (4): 883-886. (*)

Valladares González, I. (1976): Estratigrafía del Cretácico superior calcáreo en el borde occidental de la Cuenca de Cameros (Burgos-Soria). Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 11: 93-108. (*)

Valladares González, I. (1980): Evolución de facies en el Jurásico calcareo del sector sur-oriental de la provincia de Burgos. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 16: 37-57. (*)

Vargas, I., Corrochano, A., Pol, C., Carballeira, J., Corrales, I., Majón, M., Flor, G., Díaz, F., Fernández, J., Pérez Estaún, A. (1984b): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 231 (La Bañeza). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Vargas, I., Manjón, M., Corrochano, A., Flor, G., Carballeira, J., Pol, C., Corrales, I., Díaz, F., Fernández, J. (1984a): Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, nº 193 (Astorga). Segunda serie (MAGNA), Primera edición. IGME. Madrid. (*)

Vázquez Guzmán, F. (1978): Depósitos Minerales de España.. Temas Geol. Min. Inst. Geol. Min., 2: 158 p. IGME. (*)


Vázquez Guzmán, F. (1983): Yacimientos mineros. In: Libro Hom. J.M: Ríos, Geología de España. (Comba, J.A., Ed.). IGME. II: 643-751. (*)

Vázquez Guzmán, F. (1983): Depósitos Minerales de España. IGME. 153 p. (*)

Vázquez Guzmán,F. (1996): Geología económica de los recursos minerales . Fundación Gómez Pardo-Escuela Técnica Superior de Ingenieros de Minas. 481 p. (*)

Vera Torres, J. A. (1994): Estratigrafía: principios y métodos . RUEDA. 805 p. (*)

Vialette, Y., Casquet, C., Fúster, J. M., Ibarrola, E., Navidad, M., Peinado, M., Villaseca, C. (1986): Orogenic granitic magmatism of Pre-Hercynian age in the spanish Central System (S. C. S.). Iberian Hercynian belt Terra Cognita, 6: 143. (*)

Vialette, Y., Casquet, C., Fúster, J. M., Ibarrola, E., Navidad, M., Peinado, M., Villaseca, C. (1987): Geochronological study of orthogneisses from the Sierra de Guadarrama (Spanish Central System). N. Jb. Miner. Mh., 10: 465-479. (*)

Viladevall, M., Saavedra, J., Pellitero, E. (1980): Scheelita en el contacto granítico Monleón-Los Santos (Salamanca) Consideraciones genéticas. Tecniterrae, 37: 29-33. (*)

Villar Alonso, P. M. (1990): Estructura del Antiforme de Villadepera (Zamora) . Tesis de Licenciatura (Inédita). Univ. de Salamanca. 63 p. (*)

Villar Alonso, P., Escuder Viruete, J., Martínez Catalán, J. R. (1992): La zona de cizalla de Juzbado-Penalva do Castelo en el sector español. III Cong. Geol. Esp., Salamanca, Simposios, 2: 446-456. (*)

Villaseca González, C. (1983): Rocas estictolíticas en la Sierra de Guadarrama. Stvd. Geol. Salmant. Univ. Salamanca, 18: 265-276. (*)

Villaseca González, C., Barbero, L. (1994): Estimación de las condiciones del metamorfismo hercínico de alta presión de la Sierra de Guadarrama. Geogaceta, 16: 27-30. (*)

Villaseca González, C., Eugercios, L., Snelling, N., Huertas, M. J., Castellon, T. (1995): Nuevos datos Geocronológicos (Rb-Sr, K-Ar) de granitoides hercínicos de la Sierra de Guadarrama. Rev. Soc. Geol. España, 8 (3): 137-148. (*)

Villaseca González, C., López García, J. A., Nuez, J., Ubanell, A. G. (1983): Contribución al estudio de los diques camptoníticos heteromorfos con subfacies ocelaes y de diatrema asociadas. Sierra de la Paramera de Ávila. Rev. Mat. Proc. Geol., I: 103-118. (*)

Villaseca, C., Herreros, V. (1996): Los granitos de la Sierra de Guadarrama. IV Cong. Gel. Esp. Itinerarios Geológicos desde Alcalá, 121-140. Segura, M., Bustamante, I., Bardají, T. (Eds.). (*)

Villegas Herrero, F. J. (1996): Exploración e investigación de un nuevo yacimiento de carbón en la cuenca minera Ciñera-Matallana (León). Tesis Doctoral (inédita). Univ. Complutense, Madrid. 417 p. (*)

Villena, J., Pardo, G. (1983): El carbonífero de la Cordillera Ibérica. X Congrés International de Stratigraphie et de Géologie du Carbonifère, Madrid, 191-206. IGME. (*)

Vindel, E. (1980): Estudio mineralógico y metalogénico de las mineralizaciones de la Sierra de Guadarrama (Sistema Central Español) . Tesis Doctoral (Inédita). Univ. Complutense de Madrid. 249 p.

Bibliografía 391

Vindel, E. (1982): Estudio mineralógico y metalogénico de las mineralizaciones de la Sierra de Guadarrama (Sistema Central Español). Bol. Geol. Min., XCIII-I: 33-58. (*)

Virgili, C., Sopeña, A., Ramos, A., Arche, A., Hernando, S. (1983): El relleno posthercínico y el comienzo de la sedimentación mesozoica. In: Libro Hom. J.M: Ríos, Geología de España. (Comba, J.A., Ed.). IGME. II: 25-36. (*)

Wagner, R. H. (1971): The stratigraphy and structure of the Ciñera-Matallana coalfield (Prov. León, N. W., Spain). Trabajos Geol. Univ. Oviedo, 4: 385-429. (*)

Wagner, R. H., Artieda, J. I. (1970): La Cuenca Minera Ciñera-Matallana (León). Sociedad Anónima Hullera Vasco-Leonesa. 289 p. (*)

Wagner, R. H., Fernández García, L. (1971): The lower Carboniferous and Namurian rocks north of La Robla (León). Trabajos Geol. Univ. Oviedo, 4: 507-531. (*)

Wagner, R. H., Fernández García, L. G., Eagar, R.M.C. (1983): Geology and palaeontology of the Guardo coalfield (NE León - NW Palencia). Cantabrian Mts. IGME. 109 p. (*)

Wagner, R. H., Winkler Prins, C. F., Riding, R. E. (1971): Lithostratigraphic units of the lower part of the Carboniferous in Northern Leon, Spain. Trabajos Geol. Univ. Oviedo, 4: 603-663. (*)

Wildberg, H. G. H., Bischoff, L., Baumann, A. (1989): U-Pb ages of zircons from meta-igneous and meta-sedimentary rocks of the Sierra de Guadarrama: implications for the Central Iberian crustal evolution. Contrib. Mineral Petrol., 103: 253-262. (*)

Yenes, M., Gutiérrez Alonso, G., Álvarez, F. (1996): Dataciones K-Ar de los granitoides del área La Alberca-Béjar (Sistema Central Español). Geogaceta, 20 (2): 479-482. (*)

Ypma, P. J. M., Evers, M. J., Woensdregt, C. F. (1968): Mineralogy and geology of the Providencia mine. N. Jb. Mineral. Monatsh, 19: 174-191. (*)

Zamarreño, I. (1972): Las litofacies carbonatadas del Cámbrico de la Zona Cantábrica (NW España) y su distribución paleogeográfica. Trabajos Geol. Univ. Oviedo, 5: 118 p. (*)

Zamarreño, I. (1983): El Cámbrico del Macizo Ibérico. In: Libro Hom. J.M: Ríos, Geología de España. (Comba, J.A., Ed.). IGME. I: 117-191. (*)

Zamarreño, I., Hermosa, J. L., Bellamy, J., Rabu, D. (1975): Litofacies del nivel carbonatado del Cámbrico de la región de Ponferrada (Zona Asturoccidental Leonesa, NW de España). Brev. Geol. Astúrica, 19: 40-48. (*)

Zapatero Rodríguez, M. A. (1983): Síntesis de la investigación geológico-minera realizada por el IGME en El Bierzo. X Congrés International de Stratigraphie et de Géologie du Carbonifère, Madrid, II:117-126. (*)

393

Relación de minas e indicios mineros por

provincia, actividad y clasificación MAPA 2

Provincia Estado 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 Total

Ávila Inactiva 6 5 20 9 5 45

Burgos Activa 1 1

Burgos Inactiva 2 14 21 2 15 7 72 133

León Activa 57 23 80

León Inactiva 40

466 105

116 11 77 13 141 74 2 1 1046

León Proyecto 1 3 1 1 2 8

Palencia Activa 9 3 12

Palencia Inactiva 12

1 7 2 1 5 29 9 8 4 78

Salamanca Activa 1 2 3

Salamanca Inactiva 2 4 3 9 14 310 29 371

Salamanca Proyecto 1 1 10 12

Segovia Inactiva 1 4 22 4 4 23 8 66

Segovia Proyecto 1 1

Soria Inactiva 2 19 12 3 12 48

Zamora Inactiva 7 9 6 128 19 94 1 264

Zamora Proyecto 11 1 12

Total 7

1

499 16

4

299 12 15

4

454 237 12

3

18 91 56 2180

394


provincia, actividad y clasificación MAPA 3

Provincia Estado 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 Total

Ávila Activa 6 10 19 35

Ávila Inactiva 16 2 1 15 3 2 18 47 4 108

Ávila Proyecto 1 2 3

Burgos Activa 6 3 1 4 2 4 2 2 7 7 51 89

Burgos Inactiva 17 1 4 1 8 5 6 3 7 13 235 3 303

Burgos Proyecto 1 1 2 4

León Activa 10 5 2 2 2 7 31 20 79

León Inactiva 119 28 29 12 1 10 4 9 20 68 67 2 218 5 592

León Proyecto 2 4 2 8

Palencia Activa 5 4 1 2 3 2 13 30

Palencia Inactiva 43 11 1 2 32 1 9 8 102 1 210

Palencia Proyecto 1 1

Salamanca

Activa 6 1 1 5 9 14 36

Salamanca

Inactiva 19 1 5 4 39 12 5 5 9 5 56 7 167

Salamanca

Proyecto 1 1 2

Segovia Activa 10 1 2 4 4 5 4 4 31 65

Segovia Inactiva 21 3 2 8 4 14 5 3 22 1 1 39 3 126

Soria Activa 2 2 1 3 23 31

Soria Inactiva 7 1 1 1 2 1 10 83 6 112

Soria Proyecto 2 2

Valladolid Activa 2 3 1 5 13 24

Valladolid Inactiva 45 1 5 21 32 111 215

Zamora Activa 4 3 1 4 17 29

Zamora Inactiva 39 8 4 4 9 2 13 3 3 1 1 13 9 36 10 155

Zamora Proyecto 2 5 7

Total 377 8 39 79 35 72 15 67 2 6 17 69 29 71 18

7

12

5

64 1132 39 2433

395


provincias, actividad y recurso

Provincia Estado Mineral

es

Metálic

os

Minerales

Energétic

os

Minerales

Industrial

es

Rocas

Ornament

ales

Áridos Minerale

s

Ornamen

tales

Total

Ávila Activa 6 10 19 35

Ávila Inactiva 40 5 39 18 47 4 153

Ávila Proyecto 1 2 3

Burgos Activa 1 24 14 51 90

Burgos Inactiva 39 94 45 20 235 3 436

Burgos Proyecto 1 1 2 4

León Activa 80 19 40 20 159

León Inactiva 828 218 212 157 218 5 1638

León Proyecto 6 2 6 2 16

Palencia Activa 12 12 5 13 42

Palencia Inactiva 28 50 90 17 102 1 288

Palencia Proyecto 1 1

Salamanca Activa 1 2 8 14 14 39

Salamanca Inactiva 342 29 90 14 56 7 538

Salamanca Proyecto 2 10 1 1 14

Segovia Activa 17 17 31 65

Segovia Inactiva 58 8 60 24 39 3 192

Segovia Proyecto 1 1

Soria Activa 4 4 23 31

Soria Inactiva 33 15 12 11 83 6 160

Soria Proyecto 2 2

Valladolid Activa 6 5 13 24

Valladolid Inactiva 72 32 111 215

Zamora Activa 7 5 17 29

Zamora Inactiva 263 1 85 24 36 10 419

Zamora Proyecto 12 2 5 19

Total 1653 527 815 447 1132 39 4613

GLOSARIO

Clave de abreviaturas 397

En la elaboración de este glosario se han utilizado, principalmente, los contenidos en Estratigrafía de Corrales et al. (1977) y Estratigrafía: principios y métodos de Vera (1994); el Diccionario de Geología de Foucault y Raoult (1985) y el Dictionary of geological terms del American Geological Institute (1960), así como Mineral Deposit Models de Cox & Singer (1986), Plegamiento y fracturación de las rocas de Ramsay (1977) y Geología Económica de Recursos Minerales de Vázquez Guzmán (1996).

En general, se han obviado todos los términos mineralógicos, cronoestratigráficos y paleontológicos.

Abanico aluvial (Alluvial fan): Acumulación de materiales, con forma de abanico o de segmento de cono, depositada por una corriente, que se apoya en una zona de relieve y se expande y termina en otra llana.

Ácido: 1. Término aplicado a rocas ígneas que contienen más de 66% de SiO 2. 2. Referido a fluidos acuosos, hidrotermales, etc. el término se usa en su sentido químico, indicando alta concentración de hidrogeniones (pH bajo) .

Adamellita: Granitoide de composición similar a un monzogranito.

Afloramiento: Parte de un terreno visible en la superficie de la tierra.

Agradación: Proceso de transformación de los minerales arcillosos consistente en la fijación de iones y reorganización de las hojas. Antónimo: degradación .

Alóctono: Venido de otra parte. Antónimo: autóctono.

Alodápico: Calificativo de calizas microbrechificadas compuestas por fragmentos de otros sedimentos calcáreos que, formados a baja profundidad, son resedimentados a profundidades mayores, y normalmente se intercalan en el seno de formaciones margosas o arcillosas.

Aloformación: Unidad aloestratigráfica fundamental.

Alogrupo: Unidad estratigráfica de rango mayor que la aloformación.

Alomiembro: Unidad aloestratigráfica de rango menor que la aloformación.

Aloquímico: Dícese, en rocas calizas, del elemento constituyente de origen químico o bioquímico formado en la cuenca de sedimentación y que ha sufrido un cierto transporte dentro de ella.

Alotriomorfo: Ver xenomorfo.

Alpino: Ciclo orogénico que empieza en el Triásico, con diversas fases tectónicas a lo largo del Terciario.

Ampelita: Roca esquistosa, negruzca, derivada de arcillas ricas en materia orgánica y en pirita.

Anastomosado/a: Trenzado/a: Ver braided.

Anatexia (Anatéctico): Proceso de fusión de las rocas que tiene lugar cuando la presión y la temperatura de la corteza terrestre son muy altas .

Anfibolita: Roca metamórfica formada por anfíboles fundamentalmente, y plagioclasa, con textura masiva y color verde oscuro.

398 Clave de abreviaturas

Anquizona: Zona del metamorfismo que constituye la transición entre la diagénesis y el metamorfismo neto, para T= 100-200º C y P= 1 Kbar.

Antepaís: Región relativamente estable que bordea una cadena plegada y hacia la cual vergen las estructuras de esta última, al menos en la región en que se da el contacto entre ambas.

Anticlinal: Pliegue en el que las capas situadas en el interior de la curvatura son las más antiguas.

Anticlinorio: Vasto pliegue anticlinal, de orden kilométrico, afectado por pliegues paralelos con menor radio de curvatura.

Antiforma: Conjunto de anticlinales y sinclinales que forman, en conjunto, una estructura anticlinal. Antónimo: sinforma.

Apical: Se aplica a la zona de cúspide o de vértice.

Aplita: Roca filoniana ácida formada por pequeños cristales.

Apófisis: En petrología, parte saliente o cúpula de un macizo granítico .

Arcosa: Arenisca con menos del 75% de cuarzo, feldespatos más abundantes que los fragmentos de rocas y escasa matriz detrítica.

Argilita: Se considera sinónimo de roca arcillosa sin estratificación neta y endurecida por compactación.

Arrecife: 1. Masa construida por los corales en aguas cálidas y claras. 2. En sentido amplio, en las series sedimentarias, todas las masas de calizas construidas por algas, corales, rudistas.

Autigénico: Dícese del mineral formado en el propio medio y lugar en que se encuentra.

Autóctono: Formado en el lugar en que se encuentra. Antónimo: alóctono.

Azoico/a: Se dice de un sedimento, roca, capa o serie que no contiene fósiles .

Barra: 1. Cresta rocosa, correspondiente a una capa dura casi vertical o muy pendiente. 2. Relieve arenoso submarino, de trazado linear, producido por las corrientes. 3. Depósito de arena o grava, de forma más o menos alargada, situado en el curso de una corriente.

Barra de canal (Channel bar): Depósito de arena o grava, de forma más o menos alargada, situado en el curso de una corriente, especialmente de tipo anastomosado.

Barrowiense: Sucesión tipo de rocas metamórficas definida en Escocia.

Basalto: Roca volcánica oscura muy pobre en cuarzo y con plagioclasas con más del 65% de anortita.

Basamento: Corteza terrestre situada por debajo de los depósitos sedimentarios y que llega hasta la discontinuidad de Mohorovicic .

Básico: 1. Término aplicado a rocas ígneas con menos del 55% de SiO 2. Referido a soluciones y fluidos, indica que su pH es superior a 7.

Batolito: Gran masa intrusiva o plutón básicamente discordante.


Bioclástico/a: Término aplicado a las rocas detríticas formadas por acumulación de restos de organismos.

Bioesparita: Roca carbonatada formada por restos fósiles unidos por cemento cristalino de esparita predominante, con menos del 25% de intraclastos y oolitos.

Bioestratigrafía: Estudio y organización de los estratos basándose en su contenido fósil.

Biomicrita: Caliza de mayor contenido en matriz micrítica que en cemento esparítico y con más del 10% de aloquímicos. Dentro de éstos, los intraclastos son menos del 25%, así como también los oolitos. Los fósiles son más de tres veces superiores a los pellets.

Biostromo: Masa de rocas construida por organismos.

Bioturbación: Aspecto más o menos caótico de un sedimento motivado por la removilización en él provocada por organismos vivos.

Birdseyes: Porosidad en carbonatos producida por desecación, desprendimiento de aire atrapado en el sedimento, etc. Posteriormente se rellena por calcita tipo esparita.

Bituminoso/a: Dícese de las rocas que contienen compuestos orgánicos hidrcarburados, que les confieren color negro, tacto grasiento y olor frecuentemente fétido.

Boudinage: Troceado por estiramiento de una capa rígida (competente) entre dos capas plásticas (incompetentes) con formación de "boudins", es decir, de prismas alargados y redondeados según la dirección del esfuerzo intermedio .

Braided stream (Corriente anastomosada): Corriente que circula en canales que se dividen y reunen sucesivamente, quedando separados unos de otros por islas o barreras.

Brecha sedimentaria: Roca formada por un 50%, al menos, de fragmentos angulosos con diámetro superior a 2 mm, unidos por un cemento o una matriz.

Brecha tectónica: Fragmentación de las rocas en un contacto tectónico, habiendo cementado los fragmentos en el mismo lugar.

Brecha volcánica: Roca formada por fragmentos de rocas volcánicas y fragmentos de las rocas encajantes a veces, cementados por cenizas y lapillis .

Buckling: Plegamiento que se produce en una capa competente embebida en un medio más dúctil, o bien en un conjunto de capas de ductilidades variadas al ser sometidas a un esfuerzo paralelo a la estratificación.

Buzamiento: Ángulo que forma la superficie de un estrato con la horizontal, medido en el plano que contiene la línea de máxima pendiente.

Cabalgamiento: Conjunto de capas rocosas de edad más antigua que se superponen sobre otras de edad más moderna por efecto de presiones laterales .

Cabujón: Forma convexa que se da a una piedra preciosa o semipreciosa por pulido.

Calcarenita: Roca sedimentaria formada por granos calizos de tamaño de arena.

Calcreta: 1. Conglomerado cementado por caliza bajo la influencia de las aguas de infiltración. 2. Costra calcárea.


Caliche: Costra calcárea o dolomítica que se forma en la superficie por evaporación, en las regiones áridas o semiáridas.

Camptonítico: Dícese del lamprófido con grandes cristales de hornblenda parda titanífera en una matriz de plagioclasa básica, olivino alterado, clinopiroxeno y a veces analcima.

Carniola: Roca sedimentaria carbonatada, de aspecto carcomido y vacuolar, frecuentemente brechificada, que forma masas poco o nada estratificadas y da formas ruiniformes.

Cata-: Prefijo cuyo significado primitivo es hacia abajo.

Catatermal: Se dice del proceso, mineral, yacimiento, etc., generado por hidrotermalismo entre 400 y 300º C.

Cemento: Precipitación química, fina o ampliamente cristalizada, que empasta los granos y clastos de una roca.

Centil: Parámetro estadístico relativo al tamaño de grano, indicando que el 1% de los granos son mayores a su valor y el 99% de los granos son más pequeños .

Charnela: Zona de máxima curvatura de un pliegue.

Chert: Roca silícea de origen químico, de textura microcristalina y criptocristalina, que se presenta en rocas carbonatadas formando nódulos interest ratificados. Se puede considerar sinónimo de silex.

Chevron: Pliegue con charnela angulosa y flancos planos (los kinks son pliegues en chevron).

Chimenea: Conducto sensiblemente tubular por el que los productos volcánicos alcanzan la superficie. Al término de la erupción del volcán se llena de lava o de brechas con bloques soldados.

Ciclo sedimentario: Sedimentos que se depositan en una cuenca entre el inicio de dos fases transgresivas.

Ciclo tectónico u orogénico: Sucesión de acontecimientos que rigen la formación y luego la destrucción de una cadena montañosa.

Ciclotema: Tipo de secuencia sedimentaria usual en cuencas de carbón.

Cinerita: Material sedimentario formado por acumulación de cenizas volcánicas en medio continental. El tamaño de grano es medio o fino, por lo que equivale a areniscas piroclásticas o lutitas piroclásticas respectivamente.

Citrino: Cuarzo de color amarillo.

Cizalla: Deformación producida por esfuerzos paralelos y de sentido contrario. Zonas de límites paralelos con alta deformación de este tipo.

Clasto: Fragmento, ya sea de un cristal, una roca, o un fósil .

Clivaje: Aptitud de un mineral o una roca para dividirse según planos paralelos, sean cristalográficos (exfoliación), estratigráficos o tectónicos (lajado, hojosidad) .

Coalescer: Dícese de depósitos con formas cónicas o de abanicos que se unen y confunden entre sí.

Cobertera: Acumulación sedimentaria por encima del basamento.


Concordancia: Relación geométrica entre dos unidades estratigráficas superpuestas en las que existe paralelismo entre los materiales infra y suprayacentes. Antónimo: discordancia.

Concreción: Espesamiento por acumulación de materia alrededor de un núcleo o sobre una superficie; pueden ser de origen químico o bioquímico.

Confinado (Cerrado): Dícese de los medios o ambientes en los que los procesos que tienen lugar se producen sin transferencia de materia con el exterior .

Connatas: Aguas en las que están embebidos los sedimentos cuando se depositan y que se van perdiendo en el proceso de compactación.

Corneana: Roca metamórfica, dura, producida por metamorfismo de contacto de granitoides.

Corriente de turbidez: Movimiento de una masa de agua que contiene materiales detríticos terrígenos en suspensión, cuya densidad permite que descienda por gravedad las pendientes marinas (talud continental, cañones submarinos) o lacustres.

Cortlandita: Roca ultrabásica rica en olivino.

Cratón: Área continental estable que ha sufrido escasa deformación durante un intervalo prolongado de tiempo, normalmente desde antes del inicio del Mesozoico.

Crenulación: Deformación de una superficie de estratificación o de esquistosidad por micropliegues apretados, paralelos entre sí, y frecuentemente agudos .

Creta: Roca sedimentaria, marina, calcárea, de grano muy fino, blanca, porosa, blanda y friable, que deja traza.

Cronoestratigrafía: Rama de la estratigrafía que se ocupa del conocimiento de la edad y la ordenación de las unidades estratigráficas, así como del establecimiento de la escala estratigráfica mundial.

Cuenca de antepaís (Foreland basin): Cuenca sedimentaria subsidente localizada entre el frente de una cordillera plegada y el cratón adyacente, originada con posterioridad a la formación de la cadena orogénica. Algunos autores utilizan este término con un sentido más amplio incluyendo, además, la cuenca remanente .

Cuenca edorreica: Cuenca sedimentaria continental sin drenaje al mar.

Cuenca exorreica: Cuenca sedimentaria con drenaje al mar.

Cuenca intracratónica: Cuenca sedimentaria subsidente localizada en el interior de un cratón y limitada por fallas normales.

Cuenca intramontana o intramontañosa: Cuenca subsidente individualizada entre los nuevos relieves montañosos (o cadena) formados por el plegamiento .

Dacita: Roca volcánica de composición similar a la granodiorita.

Datación: Acción de determinar la edad de una capa, un fósil, una estructura, etc .

Debris flow: Término empleado por algunos autores como sinónimo de Mud flow, restringiéndolo otros a corrientes rápidas, de densidad elevada, que contienen generalmente abundante material grueso.


Delta: Construcción en forma triangular o de abanico hecha con el material detrítico que transporta un río al sedimentarlo en su desembocadura en un mar o en un lago.

Depocentro: Área o lugar de una cuenca sedimentaria en la que una unidad estratigráfica concreta alcanza el máximo espesor.

Desgarre: 1. Falla vertical, o subvertical, que separa las unidades que son desplazadas, una en relación a otra, únicamente en sentido horizontal y paralelamente a esta falla. Un desgarre puede ser dextro o senestro. 2. Componente horizontal del movimiento de una falla paralelamente al plano de ésta.

Detríticos: 1. Partículas sólidas arrastradas y depositadas, procedentes del exterior de una cuenca. 2. Sedimentos o rocas formados predominantemente por partículas detríticas. Sinónimo: clásticos.

Deutérico: Se aplica a las modificaciones de las rocas magmáticas con formación de minerales hidroxilados, bajo la acción de fluidos hidrotermales (aguas deutéricas) procedentes del propio magma en su última etapa de evolución y consolidación.

Dextro/a: A la derecha. Se dice de una falla de desgarre cuando los bloques, vistos desde arriba, están desplazados hacia la derecha uno en relación al otro. Antónimo: senestro/a.

Diabasa: Roca básica filoniana de grano fino-medio y textura entrecruzada.

Diaclasa: Fractura de rocas o de materiales sin desplazamiento relativo de las partes separadas.

Diacronismo: Fenómeno por el cual una capa que presenta una misma facies tiene edades diferentes según los lugares.

Diagénesis: Proceso que implica cambios físico-químicos en un depósito sedimentario que lo convierte en una roca consolidada.

Diapiro: Masa de sales (sal gema, anhidrita, yeso) en forma de columna o domo, que asciende, dada su menor gravedad, cortando o deformando las rocas encajantes.

Diatexita: Migmatita con fusión casi total.

Diorita: Roca granítica sin feldespato potásico, con andesina y casi sin cuarzo. Con 5-20% de cuarzo, sería una cuarzodiorita.

Dique: Masa tabular discordante de roca ígnea.

Disconformidad (Disconformity): Discontinuidad estratigráfica caracterizada porque los planos de estratificación por encima y por debajo de la superficie de discontinuidad se mantienen paralelos. Durante el tiempo que duró la interrupción en la sedimentación actuó la erosión, lo que queda reflejado en el carácter irregular de la superficie de discontinuidad.

Discontinuidad estratigráfica (Unconformity o Break): Ausencia, por no sedimentación o por erosión, en la sucesión estratigráfica de materiales representativos de un lapso de tiempo.

Discordancia (Angular unconformity): Discontinuidad estratigráfica en la que no hay paralelismo entre los materiales infra y suprayacentes.


Discordancia cartográfica: Cuando la diferencia angular en los materiales implicados en una discordancia es tan pequeña que sólo se puede poner de manifiesto mediante una cartografía geológica de la región.

Discordancia progresiva (Cumulative wedging o Progressive unconformity) : Disposición en abanico de una serie cuyo muro está concordante con la serie infrayacente, pero su techo o conjunto superior de capas se dispone de forma gradual formando entre sí un cierto ángulo.

Dismicrita: Micrita con superficies recistalizadas esparíticas.

Distal: Parte de una unidad deposicional o de una cuenca sedimentaria, más alejada del área fuente. Antónimo: proximal.

Dolerita: En general engloba microdiorita y micrograbo, frecuentemente con fina textura ofítica.

Dolo-: Prefijo que en petrología sedimentaria significa composición dolomítica .

Dolomitización: Reemplazamiento de la calcita por dolomita, con la obtención de una roca calcárea dolomitizada o de una dolomía secundaria .

Duplex: Conjunto de escamas tectónicas imbricadas, comprendidas entre dos cabalgamientos de gran amplitud de despegue.

Edafogénesis: Proceso que conduce a la formación de los suelos a partir de una roca madre. Sinónimo: pedogénesis.

Enclave: Bloque generalmente subelipsoidal, incluido en la masa granítica. Suelen ser microgranudos de granitoides más básicos o metamórficos muy micáceos .

Endógeno: Se aplica a las rocas formadas, al menos en parte, en el interior de la tierra (metamórficas y magmáticas). Antónimo: exógeno.

Endorreismo: Fenómeno por el cual una región no presenta salida de las aguas hacia el mar abierto.

Epi-: Prefijo que indica una posición superior o la adquisición de un nuevo estado que se superpone a un estado anterior.

Epigénesis: 1. En petrología, reemplazamiento lento de un mineral por otro, molécula a molécula, estando el fenómeno ligado a un aporte de sustancias. 2. Proceso de generación de un yacimiento con posterioridad a la formación de la roca encajante.

Episienita: Sienita de feldespato alcalino cuya composición ha sido adquirida secundariamente.

Epitermal: Término aplicado a los depósitos o yacimientos hidrotermales formados en fisuras o cavidades de las rocas, por deposición a escasa profundidad, a partir de soluciones calientes ascendentes, entre 200 y 100º C.

Epizona: Zona de metamorfismo regional de bajo grado.

Equi-: Elemento compositivo que significa igual.

Era: Unidad geocronológica de rango mayor.

Erosión: Conjunto de fenómenos externos que, en la superficie del suelo o a escasa profundidad, quitan en todo o en parte los materiales existentes modificando el relieve.


Escama: Conjunto de materiales que cabalga en forma de lámina (con espesor de decenas o centenas de m y longitud y anchura de hms a kms) y ha sido poco desplazado.

Esparita: Cemento carbonatado, de una roca calcárea, en forma de cristales mayores de 10 µm, que rellena poros ya existentes entre los elementos ya acumulados.

Espongiolita: Roca sedimentaria formada fundamentalmente por espículas de esponjas, cementadas por ópalo, calcedonia, caliza y arcilla .

Esquisto: Roca metamórfica susceptible de dividirse en hojas por su alto contenido en minerales micáceos.

Esquistosidad: Hojosidad que presentan ciertas rocas permitiendo su partición en hojas, adquirida bajo la influencia de esfuerzos tectónicos (esquistosidad de fractura) o debida a la orientación de los cristales de la roca paralelamente a su plano de exfoliación (esquistosidad de flujo).

Estromatolito: Estructura sedimentaria, típica de rocas carbonatadas, caracterizada por una laminación ondulada. Presenta formas variadas, originándose así diversos tipos de estromatolitos. Se forma por actividad de algas azul -verdes, en aguas muy someras.

Eustáticos: Movimientos generalizados (de subida o de bajada) del nivel del mar a escala global.

Euxínico: Perteneciente a un medio de circulación de las aguas restringido, con estancamiento o condiciones anaerobias.

Evaporitas: Término general que designa los depósitos ricos en cloruros y sulfatos alcalinos. La precipitación de estas sales es resultado de su concentración, por evaporación intensa de masas de agua.

Exógeno: Se aplica a las rocas formadas en la superficie de la tierra. Antónimo: endógeno.

Exudación: Concentración en pequeñas venas o filoncillos de un mineral procedente de las rocas encajantes.

Fábrica: Estructuración u orientación mineral conferida a la masa ígnea. Planar: define un plano. Linear: define líneas.

Facies: Conjunto de caracteres que definen una roca, grupo de rocas o un depósito.

Falla: Fractura del terreno con desplazamiento relativo de las partes separadas .

Fan delta (Abanico deltaico): Ver delta.

Feldespatos: Silicatos de aluminio con distintas proporciones de potasio, sodio y calcio.

Félsico: Que contiene cuarzo y feldespatos.

Fémicos o ferromagnesianos: Silicatos ricos en hierro y magnesio como la biotita, anfíboles y piroxenos.

Ferralítico: Sinónimo de laterítico. Ver laterita.


Filita: Roca metamórfica, micácea, con esquistosidad bien desarrollada. Intermedia entre una pizarra y un micaesquisto.

Filón: Relleno mineral de fractura de forma tabular. Sinónimo: veta .

Flanco: En un pliegue, cada uno de sus lados.

Flysch: Nombre que se da a las formaciones sedimentarias masivas potentes, mayoritariamente turbidíticas, depositadas en regiones orogénicas antes de su deformación.

Foliación: Estructura visible en ciertas rocas metamórficas en que a la esquistosidad se suma una diferenciación petrográfica entre lechos, formando hojas. El término se usa también para las rocas metamórficas que no muestran este aspecto cuando todos sus constituyentes han sido reorientados por una esquistosidad de flujo o han recristalizado según el plano de esquistosidad, que constituye entonces el plano de foliación.

Foredeep basin (Cuenca remanente): Cuenca sedimentaria que se individualiza en el frente de una cadena orogénica durante el tiempo de su formación .

Formación: Unidad litoestratigráfica fundamental. Cuerpo de rocas identificado por sus características litológicas y su posición estratigráfica.

Forward: Se dice de la secuencia de mantos en la que cada nuevo manto aparece en una posición más adelantada que el anterior.

Fósil: N. Resto o molde natural de un organismo conservado en un sedimento. Adj. Califica los objetos o sustancias, en general ligadas al mundo viviente, encerradas durante mucho tiempo en las rocas por un proceso de enterramiento o de infiltración.

Freático/a: Se dice de la parte del subsuelo saturada de agua, y de es ta misma agua.

Frente: 1. La parte más avanzada de un pliegue, un manto, un levantamiento orogénico, un proceso metamórfico, un delta, etc. 2. Lado más abrupto de un relieve.

Ftanita: Roca sedimentaria silícea, gris a negra (materia grafitosa y carbonosa), de fractura astillosa, formada esencialmente por cristales muy pequeños de cuarzo, y algo de ópalo.

Gabro: Roca básica, oscura, con plagioclasa (con más del 50% de anortita), clinopiroxeno y biotita. Si contiene un 5-20% de cuarzo sería cuarzogabro.

Geoda: Cuerpo globular hueco de paredes tapizadas interiormente por cristales, cuyos vértices apuntan hacia el centro.

Geotermómetro: Mineral o asociación de minerales que permiten determinar la temperatura que reinaba durante su formación.

Gipsarenita: Roca sedimentaria formada por partículas de tamaño arena y de naturaleza yesífera.

Glacis: Forma de relieve que consiste en una superficie plana y poco inclinada .

Glandular (Ocelar): Se dice del gneis con elementos lenticulares ovoides (1-5 cm) constituidos por grandes cristales de feldespatos o masas cuarzo-feldespáticas.


Gneis: Roca metamórfica con marcada foliación y composición de granitoide, generada por metamorfismo regional de grado elevado.

Gossan (Montera de hierro): Zona superior meteorizada de un yacimiento de hierro; presenta un aspecto más o menos alveolar y de colores amarillentos a pardo -rojizos.

Graben (Fosa tectónica): Área deprimida que corresponde a un bloque hundido por fallas normales paralelas a los lados largos. Antónimo: horst .

Gráfica: Textura resultante del intercrecimiento regular de cuarzo y feldespato, pareciendo los cristales de cuarzo signos gráficos sobre un fondo de feldespato .

Granito: Roca plutónica ácida con cuarzo, feldespato potásico, plagioclasas y micas. El 10-65% de sus feldespatos son plagioclasa de 5-100% de anortita.

Granitoide: Roca granítica. Engloba las distintas composiciones de estas rocas .

Granoblástica: Se aplica a la roca metamórfica en la que los granos (blastos) son equidimensionales.

Granodiorita: Roca intermedia, de composición entre monzogranito y tonalita.

Grauvaca: Roca sedimentaria detrítica con contenido en matriz fina superior al 15% y en la que las partículas tamaño arena no están en contacto unas con otras .

Greisen: Roca plutónica, granuda, de coloración clara, formada esencialmente por cuarzo y micas a menudo verdosas y enriquecidas en Li. Estas rocas pueden estar cargadas de casiterita, turmalina, a veces wolframita y más raramente topacio .

Griotte: Facies constituida por calizas pelágicas de aspecto noduloso, de color rojo o verde, con abundantes Goniatites, frecuentemente en secciones condensadas del Paleozoico, en especial del Cámbrico, Devónico o Carbonífero inferior .

Grupo: Unidad litoestratigráfica de rango mayor que comprende dos, o más, formaciones adyacentes.

Hardground (Fondo endurecido): Superficie estratigráfica caracterizada por costras de Fe y Mn, perforaciones, concreciones, etc., originada durante una interrupción sedimentaria en el fondo marino.

Hastial: Cada una de las superficies que limitan un filón y el borde de la roca encajante en el contacto.

Hercínico: Ciclo orogénico paleozoico que se inicia en el Devónico y acaba en el Pérmico. Sinónimo: Varisco.

Hetero-: Elemento compositivo que significa desigual, diferente.

Heterócrono: Dícese de un fenómeno no simultáneo con respecto a otro. Antónimo: sincrónico.

Hialino: Que tiene la apariencia del vidrio.

Hiato: 1. Ruptura o interrupción de la continuidad del registro estratigráfico debida a la ausencia de materiales que deberían estar presentes y faltan o por no haberse depositado o por haberse erosionado antes del depósito de la unidad suprayacente. 2. Intervalo de tiempo no representado por rocas en una discontinuidad, que comprende un tiempo sin depósito, o sin depósito y erosión. Sinónimo: laguna estratigráfica.


Hidromorfía o Hidromosfismo: Se llaman condiciones de-, procesos de-, etc., los debidos a la escasa o nula circulación del agua, generadores de ambientes pobres en oxígeno, con mayor estabilidad y movilidad del Fe2+.

Hipergénico: Dícese de lo procedente o debido a agentes de la superficie de la tierra.

Hipidiomórfica: Textura con algunos cristales con caras bien desarrolladas .

Hipogénico: 1. Término aplicado a rocas plutónicas y metamórficas indicando su formación en el interior de la tierra. 2. Aplicado a procesos que se originan en el interior de la tierra. 3. Aplicado a minerales o yacimientos indica su formación por fluidos ascendentes. Antónimo: supergénico.

Homo-: Elemento compositivo que significa igual.

Horst: Bloque elevado por fallas normales paralelas a sus lados largos. Antónimo: graben.

Humus: Materia orgánica de un suelo generalmente formada por restos vegetales más o menos transformados. Adj. húmico.

Idiomorfo (Automorfo): Se aplica a un mineral que se presenta bajo la forma de un cristal perfecto o, al menos, limitado por caras cristalinas planas. Antónimo: xenomorfo o alotriomorfo.

Inconformidad (Nonconformity): Relación entre un conjunto de materiales estratificados con otros infrayacentes no estratificados (rocas ígneas o metamórficas).

Inselberg (Monte-isla): Relieve aislado de paredes abruptas, que se eleva en medio de morfologías o superficies planas.

Inter-: Prefijo que significa entre, en medio, entre varios.

Intertidal o Intermareal: Se dice de la región situada entre la baja y la pleamar .

Intra-: Prefijo que significa dentro, en el interior.

Intraclasto: Fragmento de sedimento carbonatado, procedente de un sedimento próximo poco consolidado, y redepositado a corta distancia, prácticamente penecontemporáneo del sedimento que lo contiene.

Intraesparita: Roca carbonatada formada por más del 25% de intraclastos, unidos por cemento cristalino de esparita predominante.

Intramicrita: Roca carbonatada en la que el cemento esparítico es más escaso que la matriz micrítica y los intraclastos constituyen más del 25%.

Intrusivo/a: Que penetra en formaciones ya existentes. Se aplica a las rocas magmáticas emplazadas en estado fluido bajo la superficie y a los macizos que constituyen, así como a los diapiros de rocas salinas.

Iso-: Prefijo que indica igualdad o identidad.

Isobata: Curva que une los puntos situados a la misma profundidad bajo la tierra o bajo el agua.

Isoclinal: Se aplica a los pliegues cuyos flancos son paralelos. La asociación de estos pliegues caracteriza el estilo isoclinal.


Isocrona: Línea que, en un mapa o esquema, une los puntos en que un suceso tuvo lugar simultáneamente.

Isograda de metamorfismo: Curva de igual nivel metamórfico, que se denomina por el mineral o minerales característicos estables en esas condiciones de presión y temperatura.

Isopaca: 1. Lugar geométrico de los puntos de igual espesor en una unidad litoestratigráfica. 2. Línea representativa en los mapas de isopacas.

Isótopos: Elementos químicos del mismo número atómico (y del mismo nombre) que difieren por su masa atómica.

Isótropo: Se dice de un medio cuyas propiedades no dependen de la dirección en que se evalúan. En petrología se aplica a la roca plutónica sin fábrica orientada. Antónimo: anisótropo.

Karst (Carst): Macizo calcáreo afectado por modelado kárstico, entendido éste como tipo de relieve debido a la disolución de las rocas por las aguas meteóricas cargadas de gas carbónico.

Kerógeno: Término que agrupa los productos naturales derivados de la materia orgánica, compuestos por hidrógeno y carbono, fundamentalmente .

Kink: Especie de pliegue en chevron.

Kink band: 1. Franja estrecha determinada por la doble flexión de un cristal con esquistosidad marcada en un conjunto litológico finamente estratificado. 2. Asociación de pliegues en chevron (kinks) que afecta al volumen de terrenos comprendido entre dos planos paralelos, distantes entre sí de algunos mm a agunos cms, o formando un lentejón muy alargado.

Klippe (Isleo tectónico): Porción de una unidad tectónica alóctona aislada del cuerpo principal de ésta. Este aislamiento es generalmente resultado de la erosión .

Lacolito: Intrusión plutónica de forma lentejonar con la superficie inferior plana .

Lagoon: Cuerpo de aguas someras con una conexión particularmente restringida con el mar. Generalmente el término se aplica a las masas de agua semiconfinadas de los atolones, arrecifes barrera o islas barrera .

Laguna estratigráfica: Ver hiato.

Lamprófido: Roca filoniana básica con textura porfídica.

Lapilli: Roca piroclástica constituida por pequeños fragmentos de lava sueltos, en general menores de 3 cm.

Laterita (Suelo ferralítico): Suelo rojo de las regiones tropicales húmedas, pobre en Si y rico en hidróxidos de Fe y Al.

Lehm: Material grosero deleznable, in situ, resultado de la alteración de rocas generalmente graníticas.

Leuco-: Prefijo que significa claro, blanquecino.

Leucocrático: Material o roca con proporción de minerales oscuros entre 10 y 40%.

Leucosoma: Tipo de neosoma (parte neoformada de una migmatita) de baja coloración.


Ley de corte: Es aquella por debajo de la cual un yacimiento no es económicamente explotable.

Lidita: Roca sedimentaria silícea, con radiolarios y cemento de calcedonia, coloreada en gris o negro por materia carbonosa.

Límnico/a: Se aplica a cuencas continentales pantanosas o lacustres, a sus sedimentos, a su flora, a su fauna, etc. Se aplica particularmente a las cuencas carboníferas límnicas por oposición a las costeras (parálicas) .

Lístrica: Tipo de falla en conjunto próxima a la horizontal, de superficie en forma de cuchara con la concavidad hacia arriba.

Lit(o)-: Prefijo que significa piedra. Delante del nombre de un material sedimentario indica su consolidación y petrificación.

Litofacies: 1. Conjunto de propiedades litológicas que definen a unos materiales. 2. Cuerpo rocoso delimitado por sus características litológicas .

Litosoma: Cuerpo tridimensional de litología esencialmente uniforme; representa el registro sedimentario de un litotopo.

Litotopo: Área de sedimentación uniforme.

Lutita: Roca sedimentaria detrítica cuyos componentes tienen un diámetro inferior a ~ 62 µm. Ciertos autores reservan este término a las rocas no consolidadas, llamando pelitas a las correspondientes rocas consolidadas.

Macla: Asociación de cristales de la misma naturaleza según leyes geométricas precisas, ligadas a los elementos de simetría del sistema cristalino considerado .

Macro-: Prefijo que significa grande.

Máfico: Mineral rico en hierro y magnesio.

Magma: Material fundido generado en el interior de la tierra por fusión de materiales a temperatura superior a 600º C. Su enfriamiento y consolidación da origen a las rocas magmáticas.

Mantélico: Procedente del manto terrestre, capa situada entre la corteza (7 -40 km) y el núcleo (2.900 km).

Manto de corrimiento: Conjunto de terrenos que ha sido desplazado (alóctono) y ha venido a superponerse a otro conjunto (autóctono), del que originalmente estaba muy alejado.

Matriz: Fracción fina de una roca que forma una masa en la que quedan englobados los cristales, granos o clastos de mayor tamaño.

Meandro: Cada una de las curvas o revueltas que presentan algunas corrientes fluviales en su recorrido.

Mega-: Elemento compositivo que significa grande.

Melanocrático: Material o roca con proporción de minerales oscuros entre el 60 y el 90%.

Melanosoma: Tipo de neosoma (parte neoformada de una migmatita) compuesto fundamentalmente por minerales oscuros.

Meso-: Prefijo que signifa en medio, medio.


Mesocrático: Material o roca con proporción de minerales oscuros entre el 40 y el 60%.

Mesotermal: Se dice del proceso, mineral, yacimiento, etc., generado por hidrotermalismo entre 300 y 200º C.

Meta-: Prefijo que significa más allá de, y que indica también la sucesión y la transformación. Situado delante de un nombre de roca indica que ésta ha sido metamorfizada. Tal denominación implica la identificación de la roca originaria y, por consiguiente, en general, un metamorfismo bajo o medio.

Metalotecto: Todo proceso geológico, estructura, posición paleogeográfica, etc., con la que puede estar relacionada una mineralización. Para algunos autores el "área metálica" o la "provincia metálica" es el metalotecto "primordial" .

Metamorfismo: Conjunto de procesos que a partir de una roca original cambian la mineralogía y estructura de la misma, pudiendo llegar a formar una nueva roca, por efecto del aumento de la presión y/o temperatura, sin llegar a fundir totalmente la roca original.

Metasomatismo: Metamorfismo químico.

Metatexita: Migmatita con fusión parcial.

Miarola: Pequeña cavidad, en una roca granítica, rellena de minerales neumatolíticos, como la turmalina.

Micrita: 1. Fango calcáreo, o su equivalente consolidado, con cristales de tamaño entre 1 y 4 µm que puede constituir la matriz de las rocas carbonatadas. 2. Roca carbonatada constituida por calcita microcristalina con menos del 10% de aloquímicos.

Miembro: Unidad litoestratigráfica de rango inferior a la formación y que siempre es parte de una formación.

Migmatita: Roca de alto grado de metamorfismo. Similar a un granito pero con textura bandeada o líneas sigmoidales.

Milonita: En s.l. toda roca triturada más o menos finamente (brecha tectónica). En el s.s. de los petrólogos roca dinamometamórfica que deriva de una roca magmática o metamórfica triturada hasta el punto de que los cristales originales no son identificados a simple vista.

Molasa: Nombre que se da a las formaciones sedimentarias potentes (marinas, deltaicas y continentales) depositadas en cuencas postorogénicas (cuencas de antepaís e intramontañosas).

Móldica: Tipo de porosidad secundaria debida a la disolución de un fragmento (concha) o de un cristal (yeso, dolomita, etc.) .

Monoclinal: 1. Estilo-. Relacionado con las estructuras en las que las capas están inclinadas en el mismo sentido en grandes extensiones. 2. Pliegue-. Estructura que desplaza capas como lo haría una falla normal pero sin romperlas. 3. Relieve-. Dícese del relieve estructural en el que las capas están inclinadas uniformemente, con buzamientos moderados. Las capas más duras, en saliente, forman cuestas .

Monzodiorita: Roca similar a la diorita pero cuyas plagioclasas contienen 65-90% de Anortita.


Monzogranito: Granito en que más del 35% de sus feldespatos son plagioclasa de 5-100% de anortita.

Morrena: Conjunto de materiales rocosos arrastrados por los glaciares y que quedan depositados al fundirse el hielo.

Mud flat (Llanura lutítica o de fango): Zona débilmente inclinada cubierta por sedimentos finos (fango) que bordea la costa y que está más o menos completamente sumergida por las mareas. Corresponde a la zona interna de las llanuras de marea.

Mud flow: Masa de partículas heterogéneas, predominantemente de grano fino, lubricada por gran cantidad de agua que se desplaza.

Muro: Término que implica la superficie inferior de una formación, capa, filón, etc., o bien los terrenos situados inmediatamente debajo de ella. Antónimo: techo.

Nebulita: Migmatita casi homogénea.

Neoformado (Autigénico): Dícese del mineral que se ha originado en una roca ya formada.

Nerítico/a: 1. Relacionado con las aguas someras próximas a la costa, situadas sobre la plataforma continental. 2. Zona-. Aquella parte del fondo marino que se extiende desde el límite inferior de la línea de mareas hasta una profundidad de 200 m

Neumatolítico: Se dice del estadio final de la cristalización de un magma, que conduce a la formación de minerales así llamados también. Relativo a un yacimiento metálico, se llama así cuando se admite que el transporte de los elementos mineralizadores se ha realizado en estado de vapor por fracturas .

Nódulo: Masa globosa, decimétrica o centimétrica, que se diferencia por su composición y/o su estructura del resto de la roca que la contiene .

Norita: Roca básica similar a un gabro pero con ortopiroxeno.

Ofita: Roca subvolcánica, de composición gabro-basalto y textura característica con cristales entrecruzados.

Olistolito: Masa consolidada que se desliza por gravedad dentro de una cuenca sedimentaria.

Oncolito: Tipo de estromatolito caracterizado por tener una forma generalmente esferoidal y presentar una estructura interna laminada.

Oolito: Pequeñas esferas de 0,5 a 2 mm como promedio, cuyo centro (núcleo) es un fragmento y la envoltura (córtex) está formada por delgadas capas que dan una estructura concéntrica, a la que puede superponerse una estructura radial .

Orógeno: Sistema montañoso edificado sobre una porción inestable de la corteza terrestre que ha sufrido un importante acortamiento y presenta pliegues y mantos de corrimiento.

Orografía: Disposición de los relieves.

Orto-: En la nomenclatura de las rocas metamórficas indica que la roca original era magmática.

Ortocuarcita o Cuarciarenita: Arenisca con más del 95% de cuarzo.


Ortogneis: Roca metamórfica con bandeado mineral, de procedencia ígnea.

Oxidación: 1. Proceso de combinación con el oxígeno. 2. Removilización de uno o más electrones de un ión o átomo.

Paleo-: Prefijo que significa antiguo.

Paleosoma: Parte de una migmatita correspondiente a la roca original poco modificada.

Paleosuelo: Suelo generado en el pasado y enterrado bajo sedimentos posteriores .

Palustre: Relativo o perteneciente a pantanos o zonas pantanosas.

Para-: En la nomenclatura de las rocas metamórficas indica que la roca original era sedimentaria.

Paragénesis: Asociación de minerales presentando un origen común. En las rocas metamórficas designa las asociaciones de minerales que son estables conjuntamente bajo ciertas condiciones de presión y temperatura .

Parálico/a: Se aplica a los medios o cuencas fundamentalmente pantanosas que sufren invasiones más o menos periódicas del mar. El término es utilizado particularmente para las cuencas carboníferas costeras (por oposición a las cuencas continentales límnicas).

Pedimento: Glacis de erosión constituido sobre una roca dura.

Pedogénesis: Ver edafogénesis.

Pedraplén: Acopio de material utilizado para proteger laderas contra la acción del agua, compuesto de rocas fragmentadas, situado sobre la superficie de la pendiente.

Pegmatita: Roca filoniana ácida de grandes cristales. Pegmatoide: más irregular, con menos desarrollo longitudinal.

Pelágico/a: 1. Se dice de los animales y vegetales que viven nadando o flotando en mar abierto. 2. Zona de aguas de mar abierto lejos de la costa y del fondo. 3. Referido a sedimentos indica que están constituidos por elementos minerales, químicos y biológicos procendentes de la zona pelágica.

Pelita: Roca sedimentaria detrítica de grano muy fino, formada por minerales arcillosos (30 a 75%), cuarzo, feldespato y micas.

Pellet: Bolita de diámetro inferior a 0,2 mm, de caliza criptocristalina a menudo rica en materia orgánica, por ser en gran parte de origen fecal .

Piedemonte: Zona de pendiente suave al pie de una cadena montañosa. Está constituida fundamentalmente por acumulaciones detríticas procedentes de la erosión de los relieves vecinos.

Piroclástica: Roca detrítica formada por acumulación de partículas sólidas expulsadas por un volcán, llamadas piroclastos.

Piroxenos: Metasilicatos generalmente de hierro y magnesio. Según su cristalización pueden ser Orto- cuando son rómbicos y Clino- si son monoclínicos.

Placa litosférica: Partes rígidas superficiales de la tierra, del orden de un centenar de kms de espesor, cuyo conjunto constituye la litosfera. Pueden desplazarse horizontalmente sobre su substrato viscoso, llamado astenosfera. Los límites entre


las placas son de tres tipos: rift oceánico, zona de subducción y falla transformante.

Placer: Enriquecimiento aluvial o marino de minerales densos y resistentes (oro, etc.) formado por erosión y concentración física.

Plagioclasas: Feldespatos con diferentes cantidades de sodio y calcio. Forman una serie continua: Albita (0-10%), Oligoclasa (10-30%), Andesina (30-50%), Labrador (50-70%), Bytownita (70-90%) y Anortita (90-100%). Los porcentajes son de plagioclasa cálcica.

Planosol: Suelo con un horizonte de lavado que presenta propiedades de encharcamiento temporal y está situado, con límite brusco, sobre un horizonte lentamente permeable.

Plataforma continental (Offshore): Zona que se extiende desde el límite inferior de la playa (shoreface) hasta el borde superior del talud continental, y de unos 200 m de profundidad como máximo.

Playa-lake: Zona llana, de sedimentos detríticos de tamaño limo y arcilla, asociados a evaporitas, ocupada previamente por un lago endorreico desértico .

Pliegue: Deformación resultante de la flexión o torsión de rocas.

Pliegue acostado: El que tiene el plano axial horizontal o casi.

Pliegue retrovergente: Pliegue inclinado en sentido contrario a un pliegue más importante que afecta al mismo material.

Plutón: Masa intrusiva de rocas ígneas. Se clasifican en función de su forma, tamaño y relación con el encajante.

Plutónica: Roca ígnea cristalizada lentamente.

Poiquilítico: Denominación textural que hace referencia a un cristal de gran tamaño que contiene numerosos cristalitos de otro mineral .

Poli-: Prefijo que significa numeroso.

Poligénico: 1. Se dice de las rocas sedimentarias detríticas, en particular de conglomerados, cuyos elementos son de diferente naturaleza. 2. Se aplica a las superficies de erosión compuestas, cuyas partes, de edades variadas, se han realizado en condiciones diferentes.

Porfídico o Porfiroide: Textura de roca ígnea en que una matriz engloba grandes cristales.

Post- (Pos-): Prefijo que significa detrás de o después de.

Pre-: Prefijo que significa anterioridad espacial o temporal .

Progradación: 1. Fenómeno de avance progresivo del talud continental o de un delta mar adentro, o en su caso en un lago. 2. Crecimiento gradual de un cuerpo sedimentario en sentido frontal, hacia el interior de la cuenca. Sinónimo: acreción frontal. 3. Dispositivo de evolución sedimentaria que produce la superposición de facies proximales sobre las distales.

Propilitización: Tipo de alteración hidrotermal que afecta sobre todo a rocas volcánicas que se vuelven verdes y friables, con desarrollo de sericita, clorita, calcita y sulfuros.


Protolito: Roca original de la que proviene una roca plutónica.

Proximal: Parte de una unidad deposicional, o de una cuenca sedimentaria, más cercana al área fuente. Antónimo: distal.

Pseudomorfismo: Fenómeno de reemplazamiento de un mineral original, reconocible por su forma, por otro distinto.

Pudinga: Roca sedimentaria formada, en un 50% al menos, por cantos redondeados de diámetro superior a 2 mm, unidos por un cemento o una matriz.

Rachón: Bloque de pizarra de contorno irregular aplanado según dos caras paralelas a la esquistosidad.

Raña: Depósito constituido por conglomerados de cantos y bloques de caliza, cuarcita y cuarzo, de matriz arenosa y cemento calcáreo, resultado de la erosión de relieves anteriores.

Reducción: 1. Proceso de removilización del oxígeno de un compuesto. 2. Disminución de la valencia positiva e incremento de la negativa de un elemento químico. 3. Adición de electrones a un átomo o ión.

Regresión: Retirada de las aguas del mar de una región; da lugar a una secuencia de depósitos de medios progresivamente más someros. Antónimo: transgresión.

Relicto/a: Dícese de lo generado o formado en el pasado (sedimento, suelo, estructura, mineral, etc.), bajo condiciones diferentes a las actuales, y que se ha conservado hasta la actualidad.

Restita: Fracción del protolito sin fundir en el proceso anatéctico.

Retro-: Prefijo que significa hacia atrás.

Retrometamorfismo: Transformación por metamorfismo de una roca metamórfica en otra roca metamórfica, de grado más débil que la inicial .

Rift: 1. Rift continental, o fosa de hundimiento (graben), limitado por bordes elevados, con actividad volcánica más o menos intensa. 2. Rift oceánico o fosa de hundimiento en medio de las dorsales.

Rifting: Formación de rifts en el estadio precoz de una apertura oceánica .

Riolita: Roca volcánica de composición similar al granito.

Ripple: Estructura sedimentaria en forma de cresta originada por corrientes de agua o de aire o por el oleaje.

Ritmita: Facies constituida por la alternacia rítmica de dos litologías .

Ritmo: Módulo de dos términos litológicos que se repite en una ritmita.

Roof pendant: Rocas metasedimentarias que constituyen el techo de un instrusivo, de las que sólo quedan trozos más o menos aislados.

Rubefacción: Coloración roja de los suelos, o de la superficie de algunas rocas, debida a la cristalización de óxidos de hierro (sobre todo hematites) liberados por alteración.

Salbanda: Ver hastial.


Schistosity: Variedad de foliación que presentan las rocas metamórficas de grano grueso. Generalmente es resultado de la organización en paralelo de granos minerales laminares y elipsoidales.

Schlieren: Disposición mineral con concentración generalmente de biotita, formando bandeados irregulares.

Sebkha: Área emergida en las inmediaciones del límite de marea alta o de zonas lacustres y en la que se deposita una importante cantidad de evaporitas .

Secuencia deposicional: Parte de una sucesión estratigráfica relativamente concordante de estratos genéticamente relacionados y cuyo techo y muro son discontinuidades o continuidades correlativas. Se trata de una unidad estratigráfica "híbrida", en parte limitada por discontinuidades y en parte unidad cronoestratigráfica.

Secuencia estratodecreciente (Thinning-upwards sequence): Secuencia caracterizada por la disminución progresiva de espesor de los estratos hacia el techo.

Secuencia granodecreciente (Coarsening-upwards sequence): Secuencia en la que hacia el techo hay una disminución progresiva del tamaño medio de grano .

Semi-: Elemento compositivo que significa medio.

Senestro/a (Sinistro/a): Se dice de una falla de desgarre en la que los bloques, vistos por encima, se desplazan hacia la izquierda uno en relación al otro. Antónimo: dextro.

Serie: 1. Unidad cronoestratigráfica formal comprendida entre el piso y el sistema, del cual es siempre una división. 2. Término que se usa informalmente como sinónimo de serie estratigráfica.

Siderolítica: Se dice de la formación o facies detrítica, rica en cuarzo, caolinita y óxidos e hidróxidos de hierro, resultado de la removilización de un manto de alteración laterítico.

Sienita: Roca granítica muy pobre en anortita y cuarzo.

Silcreta: Silicificación superficial. Generalmente, roca con cemento silíceo de origen secundario.

Siliciclástico: Detrítico de composición silícea.

Sill: Cuerpo intrusivo en forma de lámina que se sitúa entre dos capas, concordante con ellas.

Sillimanita: Silicato de aluminio en forma de prismas finos y alargados. Típico de metamorfismo regional de alto grado.

Sin-: Prefijo que significa junto, unión.

Sinclinal: Pliegue en el que los elementos situados en el interior de la curvatura son lo más modernos.

Sinclinorio: Vasto pliegue sinclinal, de orden kilométrico, afectado por pliegues paralelos con menor radio de curvatura.

Sinforma: Conjunto de anticlinales y sinclinales que forman, en conjunto, una estructura sinclinal. Antónimo: antiforma.


Singenético: Que se han originado en el mismo proceso. Se dice del mineral, yacimiento, etc., formado en el mismo proceso que originó las rocas portadoras .

Sinorogénico: Contemporáneo con el movimiento orogénico.

Skarn: Roca constituida por silicatos cálcicos (piroxenos, anfíboles, granates, vesubianita, wollastonita) formada en el contacto entre intrusivos graníticos y rocas carbonatadas por metasomatismo.

Skolithos: Estructura sedimentaria con forma tubular cilíndrica, de diámetro pocas veces superior a 1 cm. Se disponen perpendicularmente a la estratificación y suelen aparecer en gran número dentro de una misma capa. Son muy frecuentes en areniscas. Se atribuyen a gusanos.

Somero/a: Relativo a zonas, aguas, medios, condiciones, etc. cerca de la superficie del agua.

Stock: Intrusión ígnea discordante aflorante menos de 100 km².

Stock metal: Contenido en uno o varios metales de una determinada roca o conjunto de rocas.

Stockwork: Red o malla de filoncillos pequeños y delgados.

Stratabound (estratocontrolado o estratoconfinado): Depósito mineral contenido en determinados horizontes o niveles.

Sub-: Prefijo que signifa bajo, por debajo de, casi.

Subarcosa: Arenisca con un 75-95% de cuarzo, feldespatos más abundantes que los fragmentos de rocas y escasa matriz detrítica.

Subducción: Hundimiento en la astenosfera de una placa cortical oceánica, probablemente como consecuencia de su mayor peso, en el límite con una placa de corteza continental que, al ser más ligera, queda en superficie .

Subsidencia: Hundimiento progresivo, durante un periodo bastante largo, del fondo de una cuenca sedimentaria, que permite la acumulación de grandes espesores de sedimentos.

Supergénico: Dícese del mineral o yacimiento formado por la acción y/o enriquecimiento de aguas descendentes.

Supra-: Elemento compositivo que significa arriba o encima de algo.

Surco: Depresión estrecha y alargada. Se emplea para designar fosas sedimentarias de gran longitud, y en este sentido es opuesto a cresta o umbral .

Talud continental: Zona de pendiente del margen continental, continuación de la plataforma, que desciende desde los 200 m de profundidad hasta los 4.000 m.

Tasa de sedimentación: Espesor de sedimentos depositados por unidad de tiempo.

Techo: Término minero que designa la superficie superior de una formación, o bien los terrenos que la coronan inmediatamente. Antónimo: muro.

Tectogénesis: Formación de estructuras tectónicas.

Terraza: Rellano situado en una o ambas vertientes de un valle, a una altitud superior a la del curso de agua, que representa el resto de un antiguo lecho en el que ha profundizado el curso de agua.


Terrígeno: Se dice de todo fragmento de roca, mineral, etc. que ha sido arrancado de un terreno emergido por la erosión, así como de los sedimentos constituidos por ellos.

Tidal flat (Llanura mareal): Área que se cubre y se descubre con la subida y bajada de la marea.

Tipo Carlin: Depósito de oro y sulfuros muy finos diseminados en rocas calcáreas carbonosas y en los jasperoides asociados. Sinónimos: oro invisible u Au y Ag en carbonatos.

Tipo Mississippi Valley: Yacimientos de galena, esfalerita y calcopirita estratocontrolados, de origen diagenético, depositados en horizontes arrecifales, cambios de facies, taludes, brechas y estructuras de colapso por migración de la mineralización al compactarse la pila sedimentaria. Sinónimos: Pb, Zn en carbonatos.

Tipo red bed: Mineralización (U; Cu; Pb y Zn; otros) en formaciones detríticas groseras (conglomerados, areniscas, cuarcitas, arcosas), frecuentemente de color rojo, depositadas en ambientes fluviales o marinos someros.

Tipo sedex: Acumulaciones de sulfuros y sulfatos interestratificados con sedimentos marinos euxínicos, aportadas al fondo del mar por respiraderos exhalativos o fuentes termales.

Toba: 1. Variedad de roca calcárea blanda y porosa, con restos orgánicos. 2. Depósito o roca volcánica formada por piroclastos soldados.

Toleita: Basalto mesocrático pobre en olivino.

Tonalita: Roca intermedia con plagioclasa más básica que la de la granodiorita, esto es, con más del 90% de anortita.

Tonstein: Roca sedimentaria arcillosa, poco plástica, blanca grisácea, beige o marrón claro, de fractura concoidea rica en caolín, procedente de la lixiviación de cenizas volcánicas alteradas.

Transgresión: Avance de las aguas del mar sobre una región continental; da lugar a un secuencia de depósitos de medios prosgresivamente más profundos .

Traquita: Roca volcánica de composición similar a la sienita.

Tufita: Roca volcano-sedimentaria marina que contiene al menos un 50% de restos piroclásticos finos, integrados en un cemento arcilloso o calizo .

Turbidita: Capa de sedimentos fundamentalmente detríticos depositados de una vez por una corriente de turbidez. Su espesor es normalmente de orden decimétrico, pudiendo llegar a 1-2 m. En su forma más completa puede ser descrita por la secuencia tipo de Bouma. Se conocen tanto en medio marino como lacustre. La repetición de capas de turbiditas puede generar potentes series turbidíticas en zonas de talud y de llanura abisal. Constituyen prácticamente la totalidad de las facies flysch y parte de la molasa.

Ultisol: Suelo de zonas húmedas, templadas a tropicales, sobre antiguas superficies intensamente meteorizadas, con un horizonte argílico, con una fuer te alteración aunque incompleta de los minerales primarios, y una saturación de bases inferior al 35%.


Unidad aloestratigráfica: Cuerpo estratiforme cartografiable compuesto por rocas sedimentarias que se define e identifica por las discontinuidades que lo delimitan a muro y techo. Sinónimo: UBSU. Términos afines: secuencia deposicional, unidad tectosedimentaria (UTS).

Unidad litoestratigráfica: Volumen de materiales diferenciado por sus características litológicas.

Vadoso/a: Se dice del agua que percola en el subsuelo (y de los sedimentos y ambientes afectados), sin formar parte del freático de agua subterránea .

Vaugnerita: Roca diorítica de textura especial entrecruzada y grano medio .

Vergencia: Sentido hacia el que se dirige o vuelca un pliegue no recto. Por extensión, designa también el sentido hacia el cual se producen los cabalgamientos (pliegue acostado, falla inversa, escama, manto).

Volcanita: Roca magmática volcánica o roca efusiva.

Xenolito: Fragmentos de la roca encajante englobados en la roca plu tónica.

Xenomorfo: Cristal con caras mal desarrolladas.


CLAVE DE ABREVIATURAS UTILIZADAS EN EL TEXTO

Casilla de verificación

µm Micrómetro = 10-6

m

A Árido (recurso) / Aluvionar (morfología) / Activo (estado)

ADARO Ver ENADIMSA

Amp. Ampliación

Aº. Ayuntamiento

AV Ávila

Å Angstron = 10-10

m

BNSC Borde Norte del Sistema Central

BOCyL Boletín Oficial de Castilla y León

BPG Esfalerita, pirita, galena

BPGC Esfalerita, pirita, galena, calcopirita

BSCC Borde Sur de la Cordillera Cantábrica

BU Burgos

C Manto de Correcillas

C.E. Concesión de Explotación

CA Corta activa

CCC Cuenca Carbonífera Central

CEG Complejo Esquisoto-Grauváquico

CGS Compañía General de Sondeos

CI Cordillera Ibérica / Corta inactiva (estado)

Cz. Cenizas

D Desconocida

DC Dominio Central de la Cuenca del Duero

DI Diseminada

DMM Dominio del Manto de Mondoñedo

DNAS Dominio del Navia-Alto Sil

Doc Dominio Occidental de la Cuenca del Duero

DOr Dominio Oriental de la Cuenca del Duero

DPA Dominio de Pliegues Acostados

DPV Dominio de Pliegues Verticales

Dsía. Demasía

E Recurso Energético / Estratiforme (morfología)

E. Escala

ENADIMSA Empresa Nacional Adaro de Investigación Minera, S.A.

ENIEPSA Empresa Nacional de Investigación y Exploración de

Petróleos, S.A.

ENUSA Empresa Nacional del Uranio, S.A.

et al. Y otros

EV Región del Esla-Valsurvio

f. Facies


FI Filoniana

Fm. Formación

G Grande

G. Grupo / Granito

GIS Geographic Information System (SIG)

Hm. Humedad

I Mineral Industrial (recurso) /Irregular (morfología) /Indicio

(tamaño) / Inactivo (estado)

IBERGESA Ibérica de Especialidades Geotécnicas, S.A.

IGME Instituto Geológico y Minero de España (pasa a ITGE en 1989)

In En

in litt. En prensa

in situ En el sitio (en el lugar)

inf. Inferior

ITGE Instituto Tecnológico GeoMinero de España

JCL Junta de Castilla y León

JEN Junta de Energía Nuclear

kb Kilobar

Kcal. Kilocaloría

L Lenticular

LE León

M Millones / Mineral Metálico (recurso) / Masiva (morfología) /

Mediano (tamaño)

Ma Millones de años

MA Mina activa

MAYASA Minas de Almadén y Arrayanes, S.A.

Mb Miembro

MI Mina inactiva

Mm3 Millones de m³

MO Mineral Ornamental

Mt Millones de toneladas

MTN Mapa Topográfico Nacional

O. Ortogneises

op. cit. Citado anteriormente

P Palencia / Pequeño (tamaño) / Presión / Proyecto (estado)

P.E. Permiso de Exploración

P.I. Permiso de Investigación

Pcal. Poder calorífico

PF Pérdida al fuego

PMC Promotora de Minas de Carbón

Pot. Potencia

ppm Partes por millón

Prof. Profundidad

R Roca Ornamental

RC y SZ Rama Castellana y Serrezuela

RCS Sierra de Cameros-Soria


RTM Río Tinto Minera, S.A.

RVC Región Vasco-Cantábrica

S Stockwork

S. Serie

s.l. Sentido amplio

s.s. Sentido estricto

SA Salamanca

Sª Sierra

SCE Sistema Central Español

SCS Sierra de Cameros-Soria

Sd Sondeo

SG Segovia

SIG Sistema de Información Geográfica (GIS)

SMMPE, S.A. Sociedad Minera y Metalúrgica de Peñarroya-España, S.A.

SO Soria

Suc. Sucesión

sup. Superior

t Tonelada

T Temperatura

tb Toneladas brutas

tv/a Toneladas vendibles/año

U. Unidad

UP Unidad del Ponga

UPC Unidad del Pisuerga-Carrión

UPE Unidad de Picos de Europa

USB Unidad de la Sobia-Bodón

USC Unidad de Somiedo-Correcillas

v. gr. Por ejemplo

VA Valladolid

Vol. Volumen

ZA Zamora

ZAOL Zona Asturoccidental-Leonesa

ZC Zona Cantábrica

ZCI Zona Centro Ibérica

Documents

Mapa Geológico y Minero - SIEMCALSA Mapa Geologico.pdf · Glosario: C. García Palacios y J. I. García de los Ríos Cobo. Documentación Geológica y Minera J. L. Crespo Ramón,