BIBLIOTECAUCM6305267588UNIVERSIDAD COMPLUTENSEFACULTAD DE CIENCIASDE MADRIDGEOLQO 1CAStIINERALI ZAC IONESASOCIADASROCAS ULTRAHASICAS ENELHERCINICO ESPA~OLF ACULTAD CC. CEOLOG ICAS6SLO?E CATesis Doctoral presentada por:D. SERAFN MONTERRUBIO PEREZ1Madrid 1 991MINERALIZACIONES ASOCIADAS AROCAS ULTRAHASICAS EN EL HERCNICO ESPAF~OLTesis presentada para la obtencin del gradode DOCTOR EN CIENCIAS GEOLOGICASPor: D. SERAFN MONTERRUSIO FEREZRealizada bajo la direccin dela Dra. D~a. ROSARIO LUNARHERNANDEZ, Catedrtico deldepartamento de Cristalografay Mineraloga de la Facultad deC.C. Geolgicas de la Universidad Complutense de Madrid.Madrid, 1 991AGRADECIMIENTOSQuisiera expresar mi agradecimiento a todas aquellaspersonas que de una forma u otra me han prestado su apoyodurante la realizacin de estaTesis Toctoral.En primerRosario Lunar,apoyo constanteslugar, mi agradecimiento a la Doctora Da.directora de este trabajo, por su ayuda ya lo largo de estos aos.Tambin deseo expresar mi gratitud a todoscompaeros y amigosdel Departamento, especialmenteRoberto Oyarzn, D. Jos Angel Lpez Garca, Oa.Vindel, DEja. Josefina SierraDa Encarnacin Quilez,Almudena Concha y Dha. Lorena Ortegamisa D.ElenaDha.A la direccin del Departamento de Cristalografa yMineraloga de la Universidad Complutense de Madrid, deboagradecerle las facilidades prestadas para desarrollar estetrabajo.ACienoiasBretaa)qumicotraza enlos Dres. A. McCaigy E. Condliffede la Tierra, de la Universidad deen cuyo centro se realizaron todosmineralgicos y parte de los anlisisroca total.del Dto deLeeds (Granlos anlisisde elementosA la Empresa Nacional Adaro de InvestigacionesMineras, y de manera especial a D. Francisco Latorre, ti.Julio Faura, D. Jos Sez, ti. Eduardo Amstron , D. AlejandroLago, y Olla. A. Arguelles por toda la ayuda y medios quepusieron a nuestra disposicinA ti. Valdimir Shaskin del Instituto de MetalesPreciosos del Ministerio de Geologade la URSS por suvaliosa colaboracin tanto en las compaflas de campo como enlas sugerencias aportadas en este trabajo.Por ltimo quiero agradecer a O. Miguel Olmeda yLeopoldo Losada la ayuda prestada en la preparacin denumerosas muestras realizadas.INDICE1 INTRODUCCION1 .1 Objetivos1 .2 MetodologaII CONTEXTO GEOLOGICOMINERO DE LOS COMPLEJOS CATAZONALES DEL NkJ PENINSULAR1 1 .1 La Zona de GaliciaTras--OsMontes1 1 .1 .1 Dominio Esquistoso1 1 .1 .2 Dominio de los Complejos con RocasMficas y Relacionadas1 1 .2 Modelos geodinmicos de formacin.1 1 .3 Contexto minerometalognicoIII EL COMPLEJO DE CABO ORTEGAL Y SUS MINERALIZACIONESASOCIADAS1 1 1 .1 Unidad de Metasedimentos Epizonales1 1 1 .2 Unidad Ofioltica Epizonal Inferior1 1 1 .2.1 Mineralizaciones de cromo1 1 1 .3 Unidad Catazonal Inferior1 1 1 .4 Esquistos verdes milontcos1 1 1 .4.1 Mineralizaciones de pirita1 1 1 .5 Anfibolitas de FurridoPe~aescrita1 1 1 .5 Unidad Catazonal Superior1 1 1 .6.1 Gneises1 1 1 .6.2 Metabasitas1 1 1 .5.3 MetaultrabasitasIV MINERALIZACIONES DE CROMO EN LAS SERPENTINITAS DEMOECHEIV.1 IntroduccinIV.2 Rocas encajantesIY.2.1 Caractersticas petrogrficasIV.2.2 DeformacinIY.2.3 MetamorfismoIY.3 Mineralizaciones de cromoIY.3.1 Aspectos morfolgicos y estructurales.IY.3.2 Caractersticas petrogrficas del encajante en el entorno de la mineralizacinIY.3.3 Caracteres texturalesIV.3.4 Caractersticas qumicas1 0.4 Modelo genticoY MINERALIZACIONES DEL MACIZO DE HERBEIRAV.1 Rocas encajantesY.1 .1 PetrografaY.1 .1 .1 Sector oriental de HerbeiraY.1 .1 .2 Sector occidental de HerbeiraV.1 .1 .2A PeridotitasY. 1 .1 .2.2 PiroxenitasV.2 Mineralizaciones de cromoV.2.I Morfologa de la mineralizacinY.2.2 Caractersticas texturalesV.2.3 Caractersticas qumicasY.3 SulfurosV.4 Elementos del grupo del platinoVA.1 Introduccin. Los elementos del grupo delplatino en los complejos ofiolticosV.4.2 Los EGP en el macizo de HerbeiraV.5 Modelo genticoVI CONSIDERACIONES SOBRE LA POSIBILIDAD DE EXISTENCIADE MINERALIZACIONES EN LAS ROCAS ULTRABASICAS DELCOMPLEJO DE ORDENESYI.1 IntroduccinVI.2 Zona de CancesCastrizYI.1 .1 PetrografaVI.i.2 Mineralizaciones?VI.3 Zonas de la Sierra del Caren y SobradoMellidPetrografa.3.1 .1 Sierra del Caren.3.1 .2 Zona de Mellid.3.1 .3 Zona de SobradoVI.3.2 Mineralizaciones?VI.3.1VIVIVIVIl OTRAS MANIFESTACIONESESPAFZ~OL (CALZADILLA DEDE CROMITAS EN EL HERCINICOLOS BARROS, BADA3OZ)YII.1 IntroduccinVII.2 Entorno geolgicoVII.2.1 Rocas encajantes de las serpentinitasYII.3 Mineralizaciones de cromoYII.3.1 IntroduccinV1 L3.2 Rocas encajantesVII.3..3 Aspectos morfolgicos de las mineralizacionesYII.3.4 Caractersticas texturalesYII.3.5 Caractersticas qumicasVII.3 Modelo genticoSI SL1 OGRAF lAAPENDICE 1 Mapas de situacin de muestrasAPENDICE II Anlisis de microsonda electrnica1. INTRODIJCCION1. INTRODUCCIONExiste un grupo de depsitos minerales que muestranuna asociacin ntima con rocas gneas mfico-ultramficas ycuyo origen est en relacin con segregaciones durante lacristalizacin magmtica. Los principales elementos y mine-rales producidos en este tipo de depsitos son el cromo,nquel, cobre, vanadio, titanio> elementos del grupo delplatino y diamantes. La produccin espaola de estas sustan-cias, con excepcin de cobre, es nula teniendo que serimportados en su totalidad. Gran parte de la produccin yreservas mundiales de estos elementos, con la excepcin delcobre, se hallan en intrusiones emplazadas en reas establestectnicamente. La pennsula Ibrica, al estar afectada ensu totalidad por las orogenias Hercnica y Alpina, no suponeun ambiente favorable para el desarrollo de este tipo decuerpos. En el caso del cromo, si bien la mayora de lasreservas se hallan en estas intrusiones (Fig. 1 .1 >, ms dela mitad de la produccin mundial actual proviene de rocasultramficas de tipo Alpino (emplazadas durante orognesis>y ms concretamente de las ofiolitas(l) (Fig.1 .2).(1 ) Dentro de las peridotitas metamrficas o Alpino tipo, Den Tex (1 969) distingue las Alpinotipos.s. (subtipo harzburgita) y las orognlEas de zona de raiz, equivalente al subtipo iherzolita deJackson y Thayer (1 97 2). El subtipo harzburgita suele ocupar la parte basal de las secuencias ofiolticas. Se interpretan como un santo residual del cual se ha extrado, por fusinparcial, un magia queha dado lugar al resto gneo de la secuencia. El subtipo Iherzolita presenta mayores cantidades deA1203. CaD, y ilcaJis, nuestra aurenias metamrficas en el enrajante y no va asociado a ellas el restode la secuencia ofiolitica. Se interpretan coso materiales de manto original (no empobrecido) ~ue hansufrido un emplazamiento diapirico a alta temperatura.1c i ,44o44- aEwou ,Ltizo-J-J44oix.En lo que se refiere al Hercinico se conocen indicios4de cromo en los complejos de CaboOrtegal, Braganza y enlas serpentinitas de Calzadilla de los Barros, aunque so-lamente en el caso del complejo de Braganzase ha extradomineral y amuy pequea escala.El inters que muestran estas mineralizaciones desdeun punto de vista puramente cientfico es evidente, tanto enlo que se refiere a origen como en lo que respecta a lagnesis de los macizos encajantes por su valor como indi-cadores petrogenticos (Irvine, 1 965, 1 967 ). Por otra partesobra decir que el establecimiento de la posiblepotencialidad minera de estos macizos es de gran inters enun pas que como el caso de Espaa es totalmente deficitarioen mineralizaciones relacionadas con este ambiente geol-gico.51 .1 OBJETIVOSSi bien las mineralizaciones relacionadas con rocasultrabsicas de la Serranade Ronda han sido objeto deestudiosdiversos en las dosltimas dcadas, no ha ocurridoas con las enclavadas en el Hercinico Espaol y ms concre-tamente con las de los complejos catazonales de Galicia. Losnicosdatos existentes eran la existencia de unos indiciosde CrNiCu reflejados en los mapas metalognicos de LaCorua y Galicia (IGME, 1 97 6, 1 982). Estos mapas describensuelos residuales con cromita, pentandita y cromita diseini-nadas cortada en un sondeo de exploracin y sulfuros de Fe,Ni, Cu con cromita accesoria. Su existencia se conoci apartir de campaas de exploracin de los aos 7 0 y por laexistencia de pequeas labores de exploracin ms antiguas.Todos estos indicios se hallan en el macizo ultrabsico deHerbeira, en el ncleodel complejo de CaboOrtegal.Con estos datos comopunto de partida y centradosprincipalmente en las rocas ultrabsicas de los complejos deGalicia, los objetivos marcados fueron los siguientes:Con un punto de vista muy marcado por la exploracin, unode los principales objetivos propuestos en este trabajoha sido establecer el posible potencial, no solo delmacizo de Herbeira, donde se conocan los datos antescitados> sino tambin del resto de las rocas ultrabsicasdel complejo de Cabo Ortegal y las del complejo de6Ordenes.-Estudio de detalle delmacizo de Herbeira a fin de co-nocer profundamente unos indicios de los que se disponande muy pocos datos. Este estudio comprende tanto lacaracterizacin morfolgica, mineralgica y qumica delas mineralizaciones y sus rocas encajantes como sudistribucin espacial en relacin con los diferentestipos litolgicos.-Estudios de detalle, similares al anterior, en mi-neralizaciones que se pudieran hallar durante o conposterioridad al cumplimiento del primer objetivo.Otro aspecto en que se ha puesto especial atencin hasido en la presencia o no de elementos del grupo delplatino y la posible existencia de mineralizaciones deestos elementos, tanto hipognicas como supergnicas.Todos estos datos servirnde base para la construccinde modelos genticos de estas mineralizaciones quecontribuirn tanto en futuras campaas de exploracincomo en un mejor conocimiento del marco geodinmico delas rocas en las que encajan.71 .2. METODOLOGIAFijados los objetivos del trabajo> en primer lugar sehizo un exhaustivo estudio bibliogrfico de yacimientosmundiales en relacin con las rocas ultrabsicas de loscomplejos ofioliticos y las tcnicas empleadas en la pros-peccin de este tipo de yacimientos as como una recopila-cin de la extensa bibliografa regional. Con posterioridada esta fase preliminar> se iniciaron los trabajos de campo ylaboratorio que se relacionan seguidamente.Trabajos de camonSe realizaron principalmente en dos etapas. La primeraconsisti enultrabsicosmuestras secitados macizdel Institutoserpentinitascartografa rfase un totaltom siempreconstitujanmente se reaun muestreo sistemtico de todos los macizosde los complejos de Ordenes y Cabo Ortegal. Lastomaron repartidas superficialmente en losos, usando como base geolgica los mapas MAGNATecnolgico Geominero de Espaa excepto en lasde Moeche en que la base utilizada fue laealizadapor Arenas (1 985). Se tomaron en estade 263 muestras. En cada punto de muestreo seel tipo o tipos de rocas que volumtricamentela mayor parte de los alrededores. Simultnealiz una toma sistemtica de datos estructurales. Con este muestreo se pretenda conocer la extensinsuperficial de los diferentes tipos litolgicos, debido alfuerte control que ejercen en esta clase de yacimientos. En8base a los estudios petrogrficos, se hallaron zonas muyfavorables en el macizo de Herbeiray en las serpentinitasde la zonade Moeche, ambas dentro del complejo de CaboOrtegal. Durante una segunda etapa, los trabajos de campo secifleron a estas dos reas y consistieron en: (1 ) carto-grafas de detalle; (2) muestreo detallado y restringido;(3) toma de muestras de redes de drenaje y suelos paraestudios mineralomtricos y (4) paralelamente a esta inves-tigacin y en coordinacin con ella la empresa ENADIMSArealiz calicatas mecnicas con la ayuda de una excavadorahidrulica, que fueron tambin objetode estudio y muestreodetallado. Durante toda esta fase de la investigacin, sepuso especial atencin por unaparte a la presencia demineralizaciones, su morfologa y relacin con rocas encajantes y por otra a las relaciones de contacto entre losdiferentes tipos litolgicos donde las caractersticas delas rocas lo permitieron.Trpbaios de laborstorioEstos trabajos se centraron principalmente en lacaracterizacin petrogrfica de las distintas litologas ysu contenido en menas metlicas, estudios qumico-mineralgicos, anlisis qumicos de roca total y estudio deconcentrados de bateas. Las tcnicas utilizadas han sido lassiguientes:9Microscopia de luz transmitida y reflejada.- Estatcnica clsica sigue siendo bsica en todos los estudios deesta ndole y ha sido ampliamente utilizada durante lainvestigacion. En una primera fase para la caracterizacinde los macizos ultrabsicos y en una segunda en el estudiode tipos litolgicos y texturales del entorno de la mineralizac ion.Difraccin de rayos X.-Para identificar especiesminerales de dificil caracterizacin por mtodos pticos yen la caracterizacin globalde muestras muy deleznables ometeorizadas.Ni c ra sonda elec trni c a .Esta tc ni c a ha si doampliamente utilizada en la presente investigacin. Lascromoespinelas, al ser el objeto primordial de estudio y asu carcter como indicador petrogentico, han sido losminerales ms ampliamente analizados, si bien se han obteni-do tambin abundantes datos del resto de la paragness.El estudio se ha llevado a cabo en el Departamento de Cien-cias de la Tierrade la Universidad de Leeds (Gran Bretaa)con las microsondas electrnicas JEOL JxA50 y CAMECASX-50.Para el anlisis de silicatos y xidos se utiliz una dife-renciade potencial de 1 5 Kv y en sulfuros y sulfoarseniuros20 Kv. Generalmente se utilizaron tcnicas de anlisispuntual (dimetro de impacto 1 ) aunque en algn caso seutiliz un haz amplio (broad beam) de hasta SOfr.loAnli si s qu mi c os. Se rea li za ron a nli si s qu mi c ostanto de rocatotal, a fin de completar la caracterizacinqumica de alguno de los macizos, como de elementos coninters econmico en zonas mineralizadas. La mayora de losanlisis se han efectuado en los laboratorios de ENADIMSA,aunque en el caso de algunas muestras> los elementos trazafueron analizados por el autor en el Departamento de Cien-cias de la Tierra de la Universidad de Leeds, mediantefluorescencia de rayos X.Estudiosde bateas.Se realizaron solamente de formaparcial, con el fin de detectar la presencia de metalespreciosos (oro y elementos del grupo del platino) Estose:jr estudios consistieron en la separacin densimtrica y esA tudios a la lupa binocular. Los trabajos fueron realizadosj 1en los laboratorios de ENADIMSA.Ensayos mi nera lrgi c os.- Se realizaron en peridotitascon cromita en las que se habanobservado cantidades anma-las de EGP. Se molieron las muestras a tamao inferior a 0.5mm, posteriormente la fraccin superior a 0.07 4 mm se separen bromoformo (d 2.69> e ioduro de metileno (d 3.3). Todaslas fracciones fueron posteriormente analizadas por sepa-rado. Estos trabajos fueron realizados en las laboratoriosde ENADIMSA.11II. CONTEXTO GEOLOGICOY MINERO DE LOS COMPLEJOSCATAZONALES DEL MV PENINSULARII CONTEXTO GEOLOGICO YMINERO DE LOS COMPLEJOS CATAZONALESDEL NOROESTE PENINSULAR.Una de las caractersticas geolgicas ms notablesdel noroeste de lapennsula Ibrica es la existencia devarios complejos polimetamrficos entre cuyas litologasdestacan un importante conjunto de rocas bsico-ultrabsicas. Tectnicamente ocupan una posicin culminantedentro de la zona ms interna de la cadena hercnica, en ladenominada zona de GaliciaTras-os-Montes. Estos conjuntoslitolgicos muestran complejas historias tectonometamrficasy han sido yson objeto de controversia en aspectos comoposicin e interpretacin tectnica, edades, significadopetrolgico, etc. A continuacin se tratan las carac-tersticas geolgicas, las principales interpretacionessobre su origen y significado y los principales tipos demineralizaciones que llevan asociadas.1211.1 LA ZONA DE GALICIA TRAS-OS-MONTESLos conjuntos litolgicos que forman la zona deGaliciaTras-osMontes (Parias et al., 1 987 ; Arenas et al.>1 966) constituyengran parte de Galicia y norte de Portugal.Estos materiales representan el sector ms interno delorgeno hercnico y clsicamente han sido incluidos en lazona Centro Ibrica . C.O:Cabo Ortegal; O: Ordenes; B: Braganza; M:Morais; MP.: BandaMal picaTuy.14ZONA ASTUROCCIDE NTALLEONESA-Nintercalaciones de rocas ortoderivadasde origenvolcnico osubvolcnico en la parte inferior de la secuencia. Existentambin niveles de cuarcitas, rocas calcosilicatadas yampelitas. La edad es inciertaya que solamente se ha podidodatar dos puntos de la secuencia correspondientes alSilrico inferior yWenlockiense y silricodevnicas para niveles superiores (Marquinez, 1 964).La historia tectonometamrfica que afect al conjuntoes de edad hercnica, se desarroll en varias fases dedeformacin simultneas con un metamorfismo progrado y conel desarrollo de abundante magmatismo grantico. La primerafase de deformacin dio lugar a una esquistosidad de flujomuypenetrativa, aunque a veces solo se conserva en porfiro-blastos. Se observan escasos pliegues de esta fase, no su-perando sus flancos el metro de amplitud. Simultneamente sedesarroll un metamorfismo de baja temperatura y presinintermedia (Marquinez y Klein, 1 982; Marquinez, 1 964). Lasegunda fase muestra desarrollo muy irregular, concen-trndose en determinadas bandas de cizalla dctil. Duranteestafase se desarrolla un gran nmero de pliegues menoresasimtricos vergentes hacia el Este, a los que se asocia unaesquistosidad ~2 que localmente oblitera la S~ previa (Mar15quinez, 1 964; Farias y Marquinez, 1 986;Farias et al., 1 987 ).Las condiciones metamrficas en que se desarroll fueronepi amesozonales, llegando puntualmente a paragnesis conalmandinobiotitaestaurolita. Durante esta fase tuvo lugarel cabalgamiento de la zona deGaliciaTrasOsMontes sobrela zona Centro Ibrica ydel Dominiode los Complejos sobreel Dominio Esquistoso. Al final de esta fase o principio dela tercera, segn sectores, se produjo un incremento delgradiente trmico relacionado con emplazamiento de grantoides, al cual se asocia un metamorfismo de bajapresin> conparagnesis de andalucitai-biotita (Capdevila.1 969; Ferragne,1 97 2; Martnez, 1 97 4; Gil Ibarguchi, 1 97 9; Marquinez yKlein, 1 982; Marquinez, 1 984). La tercera fase tuvo lugar yaen condiciones epizonales y origin grandes pliegues deplano axial subvertical, en cuyas sinformas se han conserva-do los complejos polimetamrficos. Existen bandas de cizallasubverticales NNW-SSE con desplazamiento en la horizontalque para unos autores se trata de un episodio prximo a latercera fase de deformacin (Iglesias y Choukroune, 1 980,Courrioux et al., 1 986> mientras que para otros representauna fase comprensiva generalizada ms tarda (Iglesias yRibeiro, 1 961 ). La estructura se configura con la actuacinde fallas tardihercnicas.161 1 .1 .2 Dominio de las Complejos con Rocas Nfi c a s y Rela c la na da s.Sobre el DominioEsquistoso cabalga una gruesa se-cuencia litolgica que constituye el Dominio de losComplejos con RocasMficas yRelacionadas. Este dominioest formado por cinco conjuntos aflorantes: Cabo Ortegal,Ordenes, Morais, Braganzay la Banda MalpicaTuy (Fig.2.1 ).Estas asociaciones litolgicas se hallan en macizos aisladosflotando sobre los materiales del Dominio Esquistoso y hansido preservados de la erosin en amplias sinformas detercera fase de deformacin hercnica. Representan klippensresiduales de lo que fue un gran apilamiento de mantos (Riesy Shackleton, 1 97 1 ).Este dominio lo constituyen diversas unidadesalctonas independientes que presentan asociaciones li-tolgicas, caractersticas qumicasy evolucin tectonometamrfica diferentes (Iglesias stal., 1 981 , 1 983; Gonz-lez Lodeiro et al.> 1 981 ; Martnez Cataln et al., 1 984;Bastida et al., 1 984; Arenas, 1 985; Arenas et al., 1 986;Daz Garca, 1 988; Peucatst al.> 1 990).De acuerdo con Arenas etal., 1 966, el Dominio de losComplejos estara formado, en lo que a Galicia se refiere,17por el apilamiento de siete unidades alctonas diferentes,separadas entre si y del Dominio Esquistoso por cabal-gamientos. De abajo a arriba segn el arden de apilamientoseran:Unid&B.aa&t d.2. Metssedimento~. Ortorneises y. Mfl.ab.aaitax1 Q.Q.alman.Laanaciaa~v.1 .ngit.a.. Forma la totalidad dela Banda MalpicaTuy y el borde oeste del Complejo deOrdenes (Figs. 2.2 y 2.3). Est formada por ortogneises, deafinidad calcoalcalina, y metasedimentos con cantidadesmenores de rocas bsicas. Losdatos de edad disponiblesparecen indicar que todos los materiales son posteriores alCmbrico (Garca Garzn et al.> 1 981 ; Fonbella, 1 964). LaBanda MalpicaTuy est afectadapor un metamorfismo de altapresin y temperatura intermedia que da lugar a formacin deeclogitas y retrogradaciones posteriores en facies deesquistos verdes (Wegen,1 97 8, Gil Ibarguchi y OrtegaGirons, 1965>. En el Complejode Ordenes el metamorfismo sedesarroll simultneamente a una tectnica tangencial y prograda desde la facies de los esquistos azules hasta las anfibolitas epidticas (Daz Garca> 1 967 , 1 968). La asocia-cin litolgica, sus caractersticas geoquimicas y el hechode que haya sido cabalgada por unidades de afinidad oceni-ca, parecen indicar quese trata de un margen continentalque ha sido sometido a una compleja historia18Figura 2.2. Unidades tectnicas que componen el Complejo deOrdenes (Arenas et al., 1 986k 1 ) Unidad Superior deMetabasitas, Metasedinientos y Ortogneises. 2) Unidad Latazonal Superior. 3) Unidad Ofioltica EpiMesozonal Superior.4> Unidad Catazonal Inferior. 5> Unidad Ofioltica EpizonalInferior. 6) Unidad Basal de Metasedimentos, Ortogneises yMetabasitas localmente ec logitizadas.1 3256 LA CORUNA43 000SANTIA GODECOMPOSTE LA8030800043*3080000 5 0 5 20 25 30 35 40Km19Figur 2.3.- Esquema geolgicO del Complejo de Ordenessegn Arenas et al., 1 97 6. 1 > Granitol-dES hercAciCOs.~>QrtOgn2i5eS y granitoides prehercnicOs. 3> MetasedimentOsy qnEi5P5 flsicos. 4> Rocas mficas en facies de anfiboli-tas y granulitas. 5> Gabros y dioritas. 6) Rocas ultramficas.20o1 3324LIII5t43000$ANTFAGOQECO~AP05?E LA6*30roo430 3QCECES Rt 0*u. doEflE>ROSY044Ro, .,A4+4*8000+4+4-4-,4++*4o 5 lO 5 20 25 30 35 40 Knve..4+4-+4+4+4++4+4++ * 4+tectonometamrfica (Arenas etal., 1 988).lin.id.ad. d.2. Metasedimentos E p.iznnls.a. Se trata de unalminamuy delgada y discontinua, nicamente presente en elComplejo de Cabo Ortegal (Figs. 2.4 y 2.5). Est constituidapor filitas filonitizadas, pizarras, metaareniscas, mrmolesy metaconglomerados, afectados por un metamorfismo enfacies de esquistos verdes (Meer Mohr, 1 97 5; FernndezPompaetal., 1 97 6; Arce Duarte etal., 1 97 7 ; Arenas> 1 965; Arenaset al.> 1966). La fauna hallada en los mrmoles indicanicamente que estas rocas son posteriores al Ordovcicomedio. Arenas et al., 1 966, apuntan hacia un origen sinorognico, al menos para parte de estos metasedimentos.-Unidn.d. QfiaLiLiga a a i zona li nflri nr Se halla en elsector oriental delComplejo de Cabo Ortegal y en el suroriental y oriental del de Ordenes. En Ordenes est formadapor volcanitas bsicas (esquistos verdes), anfibolitas ymetasedimentos y es equivalente a la unidad de Villa deCrucesdescrita por Gonzlez Lodeiro etal.> 1 961 y MartnezCataln et al., 1 984). En Cabo Ortegal est formada porserpentinitas gabros> diabasasplagiogranitos y basaltos submarinos sometidos a un metamor-fismo que no sobrepasa la facies de esquistos verdes. Seconsidera que esta litologa representa una ofiolita21CABOORT(G AL 1~.OON. N&t/p22o-id o- NesOS OS G20 2 4 6 8 0Km.Figura 2.4. Unidades tectnicas que componen el Complejo deCabo Ortegal (Arenas etal., 1 986). 1 ) Unidad CatazonalSuperior. 2> Unidad Ofioltica EpiMesozonal superior. 3>Unidad Catazonal Inferior. 4> Unidad Ufioltica EpizonalInferior. 5) Unidad de Metasedimentos E pizonales.22Figura 2.5. Esquema geolgico del Complejo de Cabo Ortegal segn Arenas et al., 1 986. 1 ) Paragneises con inclusiones mficas en faciesanfibolita (Oneises de CariE~o>. 2)Paragneises con inclusiones mficasen facies granultica de alta presin (Gneises de Chmparra>. 3) Paragneises con inclusiones mficas y flsicas en facies granulitica dealta presin. 4) Metabasitas y en menor proporcin rocas flsicas enfacies granultica de alta presin. 5> Rocas ultramficas. 6> Metagabros. 7 ) Anfibolitas masivas. 8)Esquistos verdes miloniticos. 9> Edogitas retrogradadas, anfibolitas, ortogneies y esquistos granatiferos.1 0> Serpentinitas, metabasaltos, metadiabasas, metagabros y metaplagiogranitos. 1 1 > Filitas, metasamitas, metaconglomerados y mrmoles.0 2 4 6 8 10KmA23fuertemente desmembrada obducida sobre el margen continen-tal durante la deformacin hercnica. Sus caractersticasgeoquimicas sugieren unaprocedencia a partir de una corte-za ocenica normal (Arenas, 1 965>.IJn.id.ad. Qat.aznn.aI Intezinr. Se halla al este delcomplejode Cabo Ortegal y al oeste del complejo de Ordenes.En Cabo Ortegal existen metabasitas (eclogitas, anfibolitas,gneises anfiblicos con granate y esquistos verdes) y enmenor proporcin ortogneises, metapelitas y serpentinitas(Vogel etal., 1 967 ; Arce Duarte etal . , 1 97 6, FernndezPompa et al.> 1 97 8; Arce Duarte etal.> 1 97 7 y Arenas,1 97 5>. Estas rocas han sufrido metamorfismo progrado hastafacies de eclogita y retrogradaciones posteriores de anfibo-litas y esquistos verdes. En el complejo de Ordenes estformada por gneises con intercalaciones de metabasitas, am-bas con relictos catazonales (Daz Garca, 1 966, 1 966). Are-nas et al., sugieren que podratratarse al igual que laUnidad Catazonal Superior de una cuenca backarc aunque nodescartan otros ambientes como arco isla o dominio de cuencaforearo-Unidad. QLi.al.tLiaEoiMesozonal Suntx.inz.... Se hallarepresentada en el complejode Ordenes (Unidad de SierradelCarcnBazar de Martnez Cataln et al.> 1964) y en Cabo24Ortegal (Anfibolitas dePurridoPeaescrita). En el complejode Ordenes est. constituida por rocas ultramficas, metagabros yanfibolitas (Waarnars, 1987; Martnez Cataln etal., 1 984; Diaz Garca, 1 968). En CaboOrtegal est formadaprincipalmente por anfibolitas, siendoel protolito proba-blemente gabroico (Vogel,1967). En muy escasa proporcinestn presentes tambin metagabros. Rocas similares a estashan sido descritas en el complejo de Morais (Ribeiro, 1 983).El metamorfismo ms reciente es de facies anfibolita> aunquese han descrito relictos de piroxeno y granate que podranindicar una faciesgranultica previa- La ausenciade rocasbsicoultrabsicas y la ausencia de rocas flsicas estn afavor de un ambiente ocenico, si bien los escasos datosgeoquimicos disponibles se alejan de composiciones tpicasde los MORB, estando, msde acuerdo con una isla o pateau ocenicos, consecuencia de un punto caliente (Arenaset al., 1 986).-Unidad. CatazQnzlanpexj.n.r..Comprende gran parte delcomplejo de CaboOrtegal, la unidad de Sobrado-Nellid en elcomplejode Ordenes (Gonzlez Lodeiro,et al., 1 961 , MartnezCataln et al.., 1964) ytambin estpresente en los doscomplejos portugueses. Estformada por litologas metasedimentarias, metabsicas ymetaultramficas. El metamorfismoha alcanzado la facies de eclogita y granulita hace 490 n.a.25con retrogradaciones posteriores hasta los esquistos verdes(Cotelo Neiva> 1 946; Vogel, 1 967 ; Maaskant, 1 97 0; Anthonoz,1 97 2; Gonzlez Lodeiro etal., 1 961 ; Ben Jamaa, 1966; Hu-bregtse, 1973a yb; Kuijper, 1974, 1981; Portugal Ferreira,1985, 1967, 1980; Ribeiro et al.> 1989; Peucat et al.> 1990;Arenas, en prensa). La interpretacin geotectnica dada porArenas et al., 1966es similar a la propuesta para la UnidadCatazonal Inferior.-Ia.i.d.ad. ~ida~nnt J~ MetabssitRs. Metasedimertos y.QLLa gna i a ~a .Se trata de la unidad ms extensa del complejode Ordenes y forma tambin parte del de Morais. Estcompuestade metabasitas con intercalaciones lenticulares derocas ultramficas, metasedimentos y rocas intrusivas prehercnicas, granodioritas a gabros (Waarnars, 1 967 ; Zuuren,1 969; Anthonioz,1 97 2; Willia ns, 1 963; Daz Garca, 1983,1 986). El metamorfismo que la ha afectado es de faciesanfibolita con posteriores retrogradaciones, aunquelocalmente se han citado paragnesis catazonales en faciesgranulita de presin intermedia y dataciones de acritarcos en los sedimentos sugierenuna edad Cmbrico inferior Ordovcico inferior (Arenas etal., 1966). Suorigen msprobable se halla en una cuencamarginal oback-arc (Martnez Cataln et al., 1984; Arenas~r~FACULTAO CC. G EOLOG IG AS~ICuEO4CA26et al., 1966; DazGarca, 1988).Algunade estas unidades puede tratarse en origen dela misma que ha sido desmembrada durante procesos deemplazamiento e intermezcada con otras unidades. Talespueden ser los casos de las dosunidades Catazonales, lasdos Ofiolticas y la Basal y Metasedimentaria Epizonal(Arenas eta 1 ., 1 986, Gil Ibarguchi y Arenas, en presa;MartnezCataln, 1 990>.271 1 .2 MODELOS GEODINAMICOS DEFORMACION DE LOS COMPLEJOS ENEL CONTEXTO DE LA CADENA HERCINICA.A continuacin se van a repasar lasprincipales ideassobre el significado geotectnico de losComplejos del NW.Es evidente la importancia que esto tiene, ya que slamenteen ambientes geodinmicos muyconcretos, se hallan a nivelmundial> mineralizaciones de inters econmico en relacincon rocas bsicoultrabsic=as.Dentrodel Hercnico Ibrico se ha distinguido en basea criterios fundamentalmente tectnicos, estratigrficos ymetamrficos una serie de dominios paleogeogrficos (Lotze,1945; Julivert et al., 1972, Robardet, 1976; Parias et al.,1987) perfectamente correlacionados con losexistentes en elresto dela Europa Occidental (Fig. 2.8). As los complejoscatazonalespeninsu lardenominadosSantallierSurarmoricanincluyendoOrogenia Aformaranyen general las unidades alctonas deltienen sus equivalentes europeosgrupos leptinoanfiblicos (Forestier,et al ., 1 966) extendindose desde loso y Central, en Francia> hacia Centro Eumateriales afectados posteriormentelpina. En conjunto estos materialesun amplio tringulo cuyo vrticenoroesteen los1963;macizosropa, epor laalctonosoccidentalalcanzara el noroestede la pennsula IbricaCatalan, 1 990).(MartnezLos intentos de reconstruccin geodinmica para la28formacin de la cadena hercnica, tienen en cuentapor unaparte la identificacin de suturas> que conllevaron en algnmomento de la evolucin tectnica la existencia de cortezaocenica que actualmente se pone de manifiesto medianterocas de afinidad ocenica en sentido amplio, y por otraparte las vergencias y estilos tectonometamrficos de lasdiferentes zonas de la cadena.Lasrocas de afinidad ocenica estn presentes deunaparte en los complejos catazonales del noroeste peninsular ysus equivalentes europeos (grupos leptinoanfiblicos> y deotra en diversas zonas de sutura, como el caso de la ofiolita de Beja (entre las zonas de Osa Morena y Surportuguesa,Andrade, 1 97 7 ) y su continuacin Europea (complejo deLizard, al suroeste de Gran Bretaa (Badham y Kirby, 1 97 6;Kirby, 1 97 9; Barners y Andrews, 1 986) y probablemente lasrocas bsicas del manto Giessen (Engel stal., 1 963; Behr etal., 1 984 ). En los comple josdel noroeste y equivalenteseuropeos son frecuentes altos regmenes metamrficos calednicos y eohercnicos (Calsteren, 1 97 9; Peucatst al., 1 990)nicamente alcanzados con un fuerte engrosamiento cortical ozona de subducin. En ellos las afinidades geoquimicas delas rocas bsicas y las asociaciones litolgicas sugieren unambiente de arco isla/cuenca backarc (Martnez Catalan,1 984; Arenas etal.> 1 988; DazGarca, 1 988; Bodinier etal., 1 966, 1 988) aunque no debe descartarse la posibilidadde que se trate de un margen continental (Pm y Vielzeuf,1 986; Pm, 1 990). Por otraparte est la aparentemente menos29compleja evolucin tectonometamrfica de las ofiolitas queseparan los dominios externos e internos del orgeno(ofiolitas de Beja yequivalentes) con edadDevnico medio(Chacn et al., 1963; Davies, 1984; Barners y Andrews,1966). Estos datos parecen indicar claramente que se tratade orgenes diferentes.Con estos yotros datos, son muchos los modelos geo-dinmicos que se han propuesto y que se estn proponiendocontinuamente. Muchos explican la evolucin del orgeno pormovimientos convergentes (Burnett, 1 97 2; Nicolas, 1 97 2;Johson, 1973; Bard et al., 1980; Matte yBurg, 1961; Lefort,1 983; Iglesias et al.> 1 983; Behr et al., 1 984; Iglesias etal., 1 983; Lorenz y Nichols, 1 984; Matte, 1 986; Fin, 1 990)Dentro de estos modelos convergentes los distintos autoresdifieren en cuanto a si los dos dominios de ofiolitas a losque se ha hecho referencia provienen: a> del cierre de dosoceanos (HcKerrowand Ziegler, 1972; Lefort, 1963; Matte,1 966; Ziegler, 1 986); b) un solo ocano por combinacin desubducin y obducin (Iglesias et al.> 1 963; Nunha et al.,1984; Ribeiro et al., 1968) c) incluso la superposicin dedos ciclos ocenicos apertura-cierre en reas geogrficasdiferentes con combinacin subducin-obducin en cada unodeellos (Fin, 1990).Otros modelos ponen mayor nfasis en deformacionespor movimientos transcurrentes o desgarres (Riding, 1 97 4;Badham, 1 982; Dewey, 1982) y otros combinan ambos me309oII 23Figura 2.6.E squema geolgico de laCadena Hercnica en E uropa centraly occidental. 1 > Terrenos alctonos de orgenes diversos. 2) Cinturonesexternos y cuencas de fosa ocenica (foredeep). 38> Dominios autcto-nos o paraautctonos en el entorno de Gondwana. 3) Regin Moldanubiense. 4) Zona Saxothuringiense. 5) Zonas NorArmoricana y de Ossa Morena.6) Zonas Centro Armoricana, Centro Ibrica, Pirineos centoorientales,Cordilleras CosteroCatalanas, Monta~a Negra y CerdePia suroccidental.7) Zona AsturOccidentalLeonesa y Pirineo Occidental. E> ZonaCantbrica. 9> Frente Alpino. 1 0> Cabalgamientos hercinicos. 1 1 > Fallashercinicas principales. 1 2) Vergencia de estructuras hercnicas. 1 3)Direccin de lineacines minerales y sentido del movimiento de losmantos en los terrenos alctonos. (Modif. de Martnez Cataln, 1 990>.Oo Km 50031canismos, (convergentes y transcurrentes) (Burg y Burg,1962; Burget al., 1967). En este ltimo casoestos autoressuponen una subducin hacia el norte con colisin y unafalla transformanteque despues de la colisin da lugar a lacizalla de BadajozCrdoba (Lefort yRibeiro, 1960; Burg etal., 1961).Otro modelo propuesto (Martnez Cataln, 1 990) haceespecial referencia a los complejos del noroeste peninsulary equivalentes europeos y supone unavariacin no considera-da hasta la fecha de los modelos convergentes. Esta varia-cin consiste en un emplazamiento oblicuo de los materialesalctonos. Segn este modelo la zona de GaliciaTrasosMontes correspondera al vrtice oeste de una cua triangu-lar emplazada oblicuamente sobre el margendel continente deGodwana, previamente a su convergencia con Laurasia (Fig.2.7). Esta cua estara formada por materiales procedentesde un arco-isla osubplaca situada al sur de la placa Blti-ca y arrastres del mismo borde continental.Si bien lavisin hasta ahora expuesta correspondecon la interpretacin actual mas aceptada por losinvestigadores que trabajan en esta zona, existen o hanexistido otros puntos de vista respecto al posible origende estos complejos. Acontinuacin hacemos unabreve revi-sin de ellos.La interpretacin aloctonista anteriormente expuesta32400 Mc -ti 41 ---A +3 9 BALTICA1 ./~~~ 3 ~I J NM.YH~rTI360Mo~igura 2.7 . Esquema de evolucin y emplazamiento de la zonade GaliciaTrasosMontes (y terrenos alctonos equivalentesen Europa) en el contexto de la Cadena Hercnica (MartnezCataln, 1 990>.1jYYKm0 000 2000 3000320 MctPTF0 w, 00033fu ya planteada en los aos 60 y 7 0. No obstante el herc-nico de Europa, en contraste con lo que ocurra con else consideraba exento orelictos de corteza ocenica (dualidadorognicos propuesta por Zwart, 1 967 ) yCabo Ortegal, nose consideraban verdEste hecho, junto a ladificultad deantiguas zonas de suturas continentalesvolcnicas de las mismas, propiciaronmodelos aloctonstas o los intentos deors5geno Alpino,casi exento dede los cinturonesrocas como las deaderas ofiolitasidentificacin deo manifestacionesque los primerosreconstruccin delen base a tectnica de placas(Ribeiro et1 964; Ries y Shacklton, 1 97 1 ; Burnett, 1972; Laurent, 1 97 2;Nicolas, 1 97 2; Riding, 1 97 4) no fueron especialmente favore-cides por la comunidad cientfica, redundando as en favorde las hiptesis autoctonistas. Dentro de este marco aix-toctonista, desarrollado principalmente por los autoresholandeses, existen variantes. As diversos autores (Tex yVogel, 1 962; Vogel, 1 967 ; Overmeeren, 1 97 5; Tex, 1 97 7 , 1 97 8)consideran las rocas catazonales de los complejos como unbasamento Precmbrico autctono, que han formado un domo enforma de seta. Otros, consideran que han extruido sobre lasrocas paleozicas (Matte y Ribeiro, 1 967 ; Ribeiro, 1 97 4), ypor ltimo otra interpretacin considera que estas rocas ysu entorno se han formado como consecuencia de la actuacinde un penacho mantlico (mantle-plume) (Keasberry et al.,1 97 6; Calsteren, 1 97 7 , 1 9?8a y b; Arps et al., 1 97 7 ; Casteren et al., 1 97 9; Kuijper, 1 97 9; Keasberry, 1 97 9; Van derMeer Mohr et al., 1 961 ; Tex, 1 961 ; Kuijper y Arps, 1 963).orgeno,al.,34Este ltimo modelo considera que a principios delPaleozoico se produjo un ascenso de material mantlicoprofundo. Al llegar a la astenosfera se separaron pequeosdiapiros independientes, que intruyeron la cortezacontinental preexistente, dando lugar a un gradientegeotrmico mayor y aun adelgazamiento cortical. Estooriginara las granulitas de altapresin en una cortezainferior eclogtica. Posteriormente mediante movimientostectnicos en la vertical, el complejo ascendi a nivelessuperiores, dando lugar a la generacin de magmas que intru-yen niveles superiores y a las caractersticas metamrficasobservadas en la regin.A parte de estas interpretaciones, el conocimientogeolgico que se ha acumulado en estos complejos pareceindicar incuestionablemente que se trata de macizos alctonos. Los hechos que avalan esta afirmacin son: 1) su po-sicin ocupandosiempre ncleos de sinformas, loque le hapermitido su preservacin de la erosin; 2) situacin demenor grado metamrfico. Esto es debido a que se hanconservado precisamente en los ncleos de grandes sinclina-les correspondientes a niveles estructurales superiores; 3)el carcter claramente tectnico de sus contactos y suinclinacin hacia el centro de los complejos; 4) la estructurs interna de los complejos, con contactos tectnicosinternos y fuertes deformaciones por cizalla; 5) presenciade evoluciones metamrficas diferentes y a veces trayector35ias depresintemperaturatiempo opuestas (Arenas, 1990;Gil Ibarbuchi Arenas, 1990) en unidades que forman parte deun mismocomplejo y6) por ltimo sealar respecto a geof-sica que losdatos gravimtricos deOvermeeren distenaandalucita, magnesita,feldespatos) yabundantes productos de canteras (granitos>pizarras, calizas, arenas, arcillas, serpentinitas,peridotitas y gabros>.La abundancia y distribucin de indicios yyacimientos minerales esta fuertemente condicionada por eldominio geolgico de que se trate. As en los bordes deldomo de Lugo (zona AsturOccidentalLeonesa) hay gran nmerode indicios de hierro sedimentario formando dos arcosparalelos (ViveroTeleno y RibadeoVillafrancadel Bierzo,Lunar, 1977) en relacin con las Pizarras de Luarca y Seriede los Cabos principalmente. Tambin en este entornogeolgico y en relacin con las calizas de Vegadeo, haymineralizaciones de PbZnAg, siendo Rubiales la masimportante. En el dominio esquistoso de la zona de Galicia-Tras-osMontes abundan intrusiones granticas que dan lugara numerosos indicios ydiversas explotaciones de SnW-Ta,constituyendo en conjunto uno de los principales potencialesmineros de Galicia. En este mismo contexto existenabundantes indicios de oro relacionados con filones decuarzo y arsenopirita.37Centrndonos ya en loque son los complejos con rocasbsicas y relacionadas (Fig. 2.8), las explotaciones masimportantes deminerales metlicos, corresponden a cobre enrelacin con las rocas anfibolticasprximas a Santiago deCompostela (Arinteiro y Fornas). En los estudios realizadospor Badham y Williams (1 981 ) y Williams (1 963) en losdepsitos de ArinteiroBama, concluyen queestas minerali-zaciones son el producto de dos episodios metamrficos enfacies de anfibolita que afectaron a unas mineralizacionesprevias> tipo stockwork, encajadas en metabasitas deprobable origen volcnico. El protolito encajante de lamineralizacin sera, segn los mismos autores, una rocamfica alterada hidrotermalmente, cuyas caractersticasqumicas smetabasitastipo TroodosEn los companfibolitasprocedenciade fondooceeste tipo decomplejo deexisten tambrelacionadasvolcnico ealcanz lae corresponden con las existentes en lasofiolticas. La mineralizacin sera por tanto(exalativavolcnica en complejos ofiolticos).lejos de Morais y Braganza estn presentescuyas caractersticas qumicas indican unade protolitos toleiticos, probablemente basaltosnico y en las cuales se han hallado indiciosdemineralizaciones (Badham eta al., 1 965). En elCaboOrtegal 1990). Tde Braganza, se hanAnlisis de roca totalen cromititas (Cotelollevados a cabo por Pprincipales manifestaciones de Cr ycomplejo de Braganza, al norte deen el que han existido explotacionespequea escala. Las cromitas formandepsitos podiformes de alto gradoanto en el caso de Morais como en elhallado enriquecimientos de FO?.han alcanzado valores de hasta 1 2 ppmNeiva, 1 947 ). Estudios preliminaresrichard y Bridges (1 986) revelan lapresencia de laurita (RuS2), con cantidades menores de Ir,Os, Trasita (Ir, As, 5) y Ru nativos. Texturalmente estosminerales se hallan en grietas e inclusiones en cromitas. Enlas rocas ultrabsicas del macizo de Herbeira, en elcomplejo de Cabo Ortegal, los mapas metalognicos de LaCorua (lOME, 1 97 5) y Galicia (IGME, 1 982) describenindicios de Cr en relacin con suelos residuales procedentesde la denudacin de rocas ultrabsicas (indicio de CotoAmeneiro), y una mineralizacin diseminada cortada por unsondeo de exploracin llevado a cabo por el InstitutoGeolgico y Minerode Espalia (indicio 5>1 2). Existe en estosmapas un indicio de Ni (Teixidelo) constituido pordiseminaciones de pirrotina, magnetita, cromita>calcopirita> pentandita, pirita, rutilo, limonita ycoveilina. Durante el curso de esta investigacin se han40puesto en evidencia mineralizaciones de EGP en cromititas,con contenidos de hasta 6 ppm de Pt+Pd en roca total y deCr, en las serpentinitas en la zona de Moeche. En elComplejo de Ordenes, los mapas metalognicos en una zona gabroicaintruida en paragneises y metabasitas granuliticas. Lasnicas explotaciones observadas en este reacorresponden aantiguas canteras en los gabros. Tambin han sido descritasmanifestaciones anmalas Cu-Ni en las rocas ultrabsicasprximas a Salgueira en el borde oeste del Complejo deOrdenes (Rodrguez y Dez del Corral, 1 963).Dentro de las rocas y minerales industriales, existenpequeos indicios de asbestos formados durante el proceso deserpentinizacin. las nicas explotaciones actuales utilizanlas peridotitasserpentinitas como ridos, en fundiciones, ocomo roca ornamental.En relacin con gabros y metabasitas existen dise-minaciones primarias de minerales de Ti (ilmenita yrutilo). Estos minerales son disgregados durante el procesode meteorizacin y debido a su mayor densidad y resistenciason concentrados en aluviales o coluviales. Las manifes-taciones principales se hallan en el macizo gabroico deMonte Castelo, mientras otras zonas con indicios, se sitanal norte y oeste de Carballo y en las granulitas de Cabo41Drtegal.Fuera ya del contexto bsicoultrabsico de loscomplejos de Ordenes yOrtegal, aunque dentro de sus lmi-tes, existen mineralizaciones importantes de Sn-It relaci-onadas con intrusiones de granitoides (Monte Neme, SantaComba); lignitos en cuencas terciarias (Meirama) yabundantes canteras de rocas y minerales industriales(distena, caoln, arcillas, pizarraE, granitos, EtO. IGME.1982).Podemos concluir que los datos geolgicos disponiblesde las rocas bsicas y relacionadas> de los complejos delnoroeste peninsular, con algunas controversias, parecenindicar una afinidad ocenica en sentido amplio y que lasposibles mineralizaciones van a tener un contexto netalognico de litosfera ocenica (s.l.). Vemos a continuacinsi el estudio de las mineralizaciones asociadas a las rocasultrabsicas corrobora estas hiptesis.42III. EL COMPLEJO DECABO ORTEGAL Y SUS MINERALIZACIONESASOCIADASIII EL COMPLEJO DECABOORTEGAL Y SUS MINERALIZACIONESASOCIADAS111.1 INTRODUCCIONEn el Complejode CaboOrtegal, el deOrdenes y lasproximidades de Calzadilla de los Barros en OssaMonrena sonlas tres zonas principales con rocas ultrabsicas del Hercnico espaol. De ellas ha sido en el Complejode Cabo Ortegal, donde se han centrado gran parte de las investigacionesque siguen a continuacion. Esto ha sido debido a que en elComplejo de Ordenes las litologas halladas han sido pocofavorables (vase captulo VI), y a que en Calzadilla ya seconocan, con cierto detalle, las mineralizaciones existen-tes. En el Complejode Cabo Ortegal se han definido y carac-terizado, porprimera vez, dos tipos de mineralizacionesasociadas a unidades diferentes; en el Complejo de Ordenesse ha establecido la escasapotencialidad, en cuanto a mine-ralizaciones de Cr, de sus rocas ultrabsicas y en Calzadi-la de los Barros los estudios se han limitadofundamentalmente a una caracterizacin qumicomineralgicade las mineralizaciones. Es por ello que a continuacin ha-cemos unadescripcin msdetallada de el Complejo de CaboOrtegal, viendo la composicin de cadauna de las unidadesque forman el Dominio de losComplejos y que estn presen-tes en l. En estadescripcin se har especial mencin amineralizacioes de piritas cuprferas> en relacin con rocasbsicas> en la proximidades de MoecheLa Barquera.43El Complejo de CaboOrtegal est formado por unncleo catazonal rodeado en el sur y sureste por una envuel-ta esencialmente epizonal. El conjunto catazonal fu profun-damente estudiado por gelogosde la escuela de Leiden du-rante los aos sesenta y setenta> mientras se considerabaun gran melange (Ries y Shackleton, 1 97 1 ) la envuelta epizonal del complejo. Este ltimo conjunto fu estudiado encierto detalle por FernndezPompa etal., 1 97 6, al que de-nominaron Grupo Moeche, y posteriormente por Arenas, 1 985. Apartir de los trabajos de este ltimo autor fu posible laidentificacin en l de tres unidades con orgenes y evolu-ciones tectonometamrficas diferentes en estos grupos litolgicos.441 1 1 .2 UNIDAD DE METASEDIMENTOS EEIZONALESOcupa una extensin escasa dentro del complejo (Fig.2.4). Est formada por metapelitas, metaareniscas muyfilonitizadas, mrmoles yconglomerados. Las metapelitasestn constituidoas por cuarzo, inica blanca,clorita, estilpnomelana, albita, grafito, opacos,pirita. Los conglomerados son tanto lticos comomonominerales. Los lticos contienen pizarras (a veces conesquistosidad plegada), areniscas> pelitas, cherts, calizas,granitoides, y volcanitas. El metamorfismo que afect a esteconjunto fue de esquistos verdes (zona de clorita) con tem-peraturas de 37 5-400 QC y presiones de 2,53 kb.(Arenas,1 985).451 1 1 .3 UNIDAD OFIOLITICAEPIZONAL INFERIOREsta formada por litologas> en conjunto, tpicas delas secuencias ofiolticas aunque aparece muy desmenbrada.De muro a techo esta ofiolita est formada por (Fig. 3.1 ,Arenas, 1985):1. Rocas ultramficas muyserpentinizadas. Formadaspor serpentina y talcoserpentina con cantidadesvariables de carbonatos y accesorias de magnetita,cromoespinela, clorita y tremolita, no siempre pre-sentes. Con la excepcin de dos pequeos afloramien-tos al este de Ladrido y proximidades de Monte Cance-lo, donde se observan clinopiroxeno y olivino (Are-nas, 1 985), la cromoespinela es el nico mineral relicto de la paragnesis original. En un captulo pos-tenor se estudiarn las mineralizaciones asociadasa estos cuerpos ultramficos.2.- Diques y litologas plutnicas, con metadiabasas,metagabros, y plagiogranitos. Los metagabros y netadiabasa contienen epidota-clinozoisita, plagioclasa-albita, hornblenda, tremolitaactinolita, clorita,cuarzo, mica blanca> stilpnomelana. Losplagiogranitos se hallan en pequeas masas irregula-res o diques centimtnicos con textura hipidiomorfaholocristalina. Estn constituidos de plagioclasa,cuarzo stilpnomelanay clorita.46MEAMORF S MO DEFONDO OCE ANICOrACIE S E sQuiSrOSVE RDE SFACiESANFIBOLITASME TAVOLCANITASY ME TADIABASASME TADIABASAS YME TAPLAGIOGRANITOSMETAGABROSMETADIABASAS YM E TAPLAGIOGRANITO5SERPENTINITASFigura 3.1 . Reconstruccin idealizada de los materiales quecomponen la Unidad Ofioltica Epizonal Inferior (Arenas,1 995>.473.- Rocas volcnicas submarinas, incluyendo metabasaltos, pillowlavas fragmentadas e hialoclastitas. Lasrocas metavolcnicas tienen texturas blastoporfdicasy las constituyen clorita, epidota-clinozoisita,albita, actinolita, cuarzo,micablanca, stilpno-melana con cantidades accesorias de opacos> pirita,+esfena, carbonatos.Las litologas de estaunidad parecen presentar unmetamorfismo ocenico inicial, previo a la recristalizacinhercnica, observable nicamente en las zonas de menordeformacin y queprogradadesde las facies de esquistosverdes hasta las anfibolitas. Las condiciones oscilaranentre 400 C 1 kb en los niveles superiores de la ofiolitahasta 550 C 23 kb en los metagabros (Arenas, 1 955). Encuanto a las condiciones de maetamorfismo hercnico fueronsimilares a las de los metasedimentos epizonales.Los datos geoquimicos disponibles (Arenas. 1 965)indican que la mayora de las rocas bsicas son toleitascuarzonormativas y olivnicas, tipo MORB. No obstante existeun grupo (metavolcanitas de las proximidades de Espasante )cuya distincin entre toleitas y calcoalcalina es dudosa yque este autor atribuye un origen de basaltos midocenicosenriquecidos en elementos incompatibles (EMORB>.481 1 1 .3.1 Mineralizaciones de cromoEn las rocas ultrabsicas de la Unidad OfiolticaEpizonal Inferior (serpentinitas de Moeche), no existenlabores mineras ni trabajos previos de exploracin en re-lacin con mineralizaciones de cromo. Ha sido> por tanto,en esta investigacin, donde se ha puesto de manifiesto lapresencia de mineralizaciones de cromo en estas rocas. Lasmineralizaciones se han hallado en dos puntos, quecorresponden a las proximidades del cerro de San Vicente ycercanas de Stacruz de Moeche. Si bien en ambos casos setrata de cuerpos de escasa entidad, su presencia, abrenuevas perspectivas en la zona. En el captulo IV seestudian en detalle las rocas encajantes, morfologa,caracteres qumicos y la posible gnesis de estasmineralizaciones.491 1 1 .4 UNIDADCATAZONAL INFERIORLas litologas que constituyen estaunidad sonprinci-palmente metabasitas y en menor proporcin ortogneises.Mucho menosrepresentadas estn las metapelitas, esquistosy metaultrabasitas (Arenas, 1 965). Las metabasitas muestranuna amplia variedad de tipos texturales y paragenticos, coneclogitas, anfibolitas con/sin granate, gneises anfiblicogranatferos y esquistos verdes milonticos. Los ortogneises son de tendencia sdica y aparecen en pequeos diques demenos de 1 metro o en pequeos macizos de hasta 1 km2. Losesquistos se hallan en pequeos cuerpos discontinuos entrelitologas metaigneas. Son de grano fino> la retrogradacinintensa y casi siempre granatferos. Las metaultrabasitasse reducen a pequeasmasas de serpentinitas que localmentecontienen finos niveles de anfibolitas con hornblenda ma-rron, de rocas con piroxenogrosularia y de acumulados ricosen cromoespinela (Arenas, 1 985).La evolucin tectonometamrfica es bastante compleja.Pu afectada pormetamorfismo de alta presin y temperamturamediaalta en tiempos eohercnicos y retrogradacionesposteriores hasta la facies de esquistos verdes . Elepisodio eclogtico origin eclogitas de tipo B, congranate, onfacita, zoisita, cuarzo y rutilo. Las condicionesde equilibrio han sido estimadas por Arenas, (1 985) en 680 Cy 1 2-1 3 kb. Posteriormente tuvo lugar una primeraretrogradacin mesozonal entre 650500 C y y 1 04 kb. La50paragnesis caracterstica de las metabasitas en esteestadio es anfbol hornblndico, plagioclasa, epidotaclinozoisita cuarzo, biotita, moscovita, ilmenita,+esfena. la retrogradacin final en la facies de losesquistos verdes di lugar a la asociacin clorita, albitaactinolita, cuarzo> epidota-clinozoisita, esfena, micablanca, stilpnomelana, biotita. Las condiciones derecristalizacin han sido estimadas en 350400 C y 2,5-3 kb.La geoqumica indicauna afinidad toleitica, tanto delas metabasitas como de los ortogneises.51111.5 ESQUISTOS VERDES MILONITICOSEn esta litologa se ha desarrollado la nica minerametlica de cierta importancia en Ortegal (Fig. 3.2). Hansido incluidas dentrodel complejo catazonal por Arenas(1 985), en base a su posicin estructural, si bien no con-servan relictos catazonales debido a la intensa milonitiza-cin y recristalizacin en la facies de losesquistos ver-des, que tuvo lugar en zonas de cizalla desarrolladas duran-te la segunda fase de deformacin hercnica. Los estudiosrealizados por ENADIMSA (1 984) concluyen que no todo esteconjuntode rocas verdes son el producto de una intensa fi-lonitizacin, sino que existen evidencias de clastos relictos de la paragnesis gnea queno estn de acuerdo con elrango mesocatazonal que globalmente se atribuyen a estasinetabasitas (Arenas, 1 983). En el estudio de ENADTMSA (1 964)concluyen que existen anfibolitas meso o catazonales retro-gradadas y rocas metaigneas bsicas monometamorfizadas encondiciones de esquistos verdes. Segn Arenas (1 985) losesquistos verdes tienen una potencia entre 1 00200 metrosy suamplia extensin cartogrfica se debe a una disposi-cin subhorizontal. Su aspecto macroscpico es el de rocasverdes de grano fino intensamente foliadas y microbandeadas(Fig. 3.3), a veces con pliegues intrafoliares. La paragnesis de desarroll durante la segunda fase de deformacinhercnica y consiste en clorita, actinolita, epidotaclinozoisita, cuarzo, albita, esfena, micablanca, mica marrn(stilpnomelana-biotita).52LE YE NDAWCuaternarioS SiJricoGrupo Moecheo)Esquistos verdes milor4ticosAPP+ Anfibolitas de PurridoPeaescrito++UCS +Unidad Catozonal SuperiorCabaIga mientoFol aAPP+UCSLo4Km.8APP4socioso4oA o.o%.o~Figura 3.2.Esquema de situacin de las anti-guas explotaciones de pirita cu-prfera, encajando en los esquis-tos verdes milonticos. Carto-grafa segn Arenas, 1 985.o.Los datos geoquimicos de estas rocas proceden deArenas (1 985) que analiza elementos mayores y menores encuatro muestras de esta litologa. Sus caractersticasqumicas indican una afinidad toleitica, ms concretamenteson toleitas cuarzonormativas. Las relaciones Y-U-Ti y suscontenidos en elementos incompatibles son similares a losque presentan los basaltosde fondo ocenico enriquecidos enelementos incompatibles (EMORB).111.5.1Mi nera li za c i ones de pi ri taEn la zona existen tres reas donde se han explotadopiritas cuprferas: La Barquera, minaMaruxay grupo mineroPiquito (Fig .3.2). Todas ellas se hallan encajando en losesquistos verdes milonticos. A continuacin se exponen lascaractersticas ms relevantes de estas mineralizaciones ysu encajante.54a>Rocas encajantes1 ) La mina Piquito, en la ladera de Pena da Cabra al serla msrecientemente explotada es la ms accesible ydondemejor se observa la mineralizacin y roca encajante. Ambascontituyen varios cuerpos tabulares de estructura aparen-temente simple y quede abajo arribason:Rocasmetasedimentarias pelticopsamticas. Constituyenla totalidad de la galeria de acceso a las cmaras deexplotacin. Estn compuestas de cuarzo , albita ysercita como minerales principales y esfena, grafito,clorita, turmalina, apatito, opacos y zircn como accesor es.-Nivel de sulfuros masivos. Tiene unapotencia variable,generalmente entre 7 y 20 cm (Fig.3.4), a veces conbifurcaciones. La pirita (que constituye generalmentems del 95 % del total de sulfuros) y calcopirita, estnsiempre presentes, la esfalerita y pirrotina son minera-les frecuentes aunque escasos y la marcasita y mackinawita aparecen espordicamente y en muy escasa proporcion. Tanto a techo como a muro de este nivel est pre-sente una pequea salvanda de rocaverde muy deleznabley potencia desde milimtrica hasta centimtrica, consti-tuida siempre de clorita y generalmente cuarzo, sulfurosy a veces albita.Rocas clorticas. La potencia es superior a los 2m y no55se observa el techodentro de las explotaciones. Estnconstituidas por cloritoesquistos albticos, clontoesquistos cuarzosoalbiticos y cloritoesquistoscuarzosos. El cuarzo estpresente, aunque en proporcio-nes diferentes, en la mayora de estas rocas. Dentro deellas se observan zonas menos compactas en las que estnpresentes abundantes sulfuros diseminados y localmentemasivos. Estas zonas tienen morfologa bandeada ylentejonar, en ambos casos con potencias mtricas. Sehallan inmersas en rocas clonticas ms compactas yjunto con el nivel de sulfuros masivos ha sido el objetode la explotacin.2)Las rocas encajantes de la mineralizacin de La Barquerason similares a las de Piquito, si bien no existen lasrocas metasedimentarias del muro y en general el anfboles ms abundante dentro de las rocas verdes. La mina Maru-xa es totalmente inaccesible, no obstante observaciones delas escombreras no permiten suponer diferencias esencialescon las otras mineralizaciones.El nivel metasedimentario presente en Piquito yausenteen las otras dos explotaciones es considerado por Arenas(1 985) como perteneciente a la unidad de metasedimentosepizonales, mientras que en el trabajo de ENADIMSA (1 964)no se descarta la posibilidad de que se trate de unaescama silrica. En cualquiera de los casos parecetratarse de un conjunto ajeno a la rocas verdes y cuya57presencia en la zona se debe a fenmenos pramente tect-nicos.b )Estructura.1 )En la mina Piquito y alrededores la estructua observada esmuy homognea, corresponde a un bandeado neto de direccinN 1 030 E y buzamiento 1 0-20 1 4 que coincide adems con ladireccin del nivel de sulfuros masivos, con las bandas desulfuros diseminados y con la orientacin general de loslentejones con sulfuros diseminados. En detalle estaestructura estdefinidapor a) un bandeado-microbandeadocomposicional, b) orientacin de minerales sin bandeadocomposcional y c) orientacin de minerales con bandeadocomposicional. En todos los casos la orientacin es si-milar y coincide con los contactos litolgicos descritosen las rocas encajantes. En las rocas metasedimentarias demuro se han observado paquetesms arenosos y compactosinmersos en otros ms pelticos, cuyos contactos coincidencon el mismo bandeado. En ellos se observa a veces grietasen echelonrellenas de cuarzoy que estn de acuerdocon una czalla paralela a este bandeado. Tambin se hanobservado pequeospliegues intrafoliares muy apretados yde planoaxial paralelo al bandeado.En conclusin estos hechos parecen indicar que laorientacin observable es consecuencia de la actuacin dela segunda fase de deformacin hercnica que gener esta58esquistosidaddurante el emplazamiento del complejo, y quedi lugar a una milonitizacin metamrfica. Otrasestructuras como la S~ bien han sido borradas totalmente>bien se conservan paralelas a esta ~2 (de interpretacindudosa) obien a veces forma pequeos pliegues intrafolia-res.2)En la mina de La Barquera (ENADIMSA,1 984) la estructuramineralizada sigue una direccin N 30 E y buzamiento de9060 E segn una zonade cizalla ductil. Las rocas clonticas del entorno muestran una foliacin subparalela a lazona de cizalla con buzamiento generalizado de 60 1 4 que seadapta a la zona de cizalla en sus inmediaciones. Lamineralizacin es tambin masiva y diseminada> disponiendose paralela a la citada cizalla. La apariencia es portanto filoniana, pero sin estructuras de relleno, nialteraciones hidrotermales.c)MineralizacinComo ya se ha dicho, la mineralizacin de sulfuros sehalla en niveles masivos y diseminados estando compuestaen ambos casos por pirita, con calcopirita subordinada ymuy escasa esfalenita y pirrotina. Como minerales produc-to de la alteracin supergnica de los sulfuros se hallanprincipalmente covellina y goetita.Se observan rasgos texturales, como la presencia de59abundantes clastos de piritay sombras de presin decuarzo, que evidencian el caracterpretectnico de partede la mineralizacin. Estos clastos estn englobados poruna matriz pirticaaveces recristalizada de probabledesarrollo sintectnico. El resto de los sulfuros, debidoa la escasa presencia, no permiten hacer este tipo deobservaciones. Solamente la calcopirita se observa cemen-tando o rellenando fracturas en pirita y gangas, a partede en inclusiones e intersticial en pirita, evidenciandotambin su caracter prey sinpostectonico. No se hanobservado texturas tpicamente sedimentarias como pudieranser masas o bandeados coloformes, ni de relleno filoniano casi negras, con foliacin bienmarcada, debido a una textura nematoblstica, y muyhomogneas. Se hallan bordeando el ncleo del complejo porel surestesursuroeste. Apesar de la homogeneidad ge-neral se han observado en proporciones muy escasas bandasde cloritoesquistos con granate (Vogel, 1 967 ; Engels,1 97 2)> metagabros de grano grueso en los que se preservauna textura ignea y gneises plagioclsicos ladefine la paragnesis actinolita +clorita + albita +epidota/clinozoisita +sericita. Tambin estn presentesen escasa cantidad granate y rutilo. Estas fases sonanteriores a la paragnesis mesozonal y pueden deberse aque el metamorfismo que origin las anfibolitas comenzbajo un rgimen de 1 relativamente alta (Arenas et al.,1 986).Las datos geoquimicos disponibles son escasos>62correspondieno sus composiciones medias a toleitas olivnicas (Vogel, 1967; Calsteren, 1978; Arenas> 1985). Existedisparidad a la horade interpretar el marco geodinmicooriginal delprotolito de estas anfibolitas. Asi mientrasunos autores sugieren que se trata de basaltos segregadosen la astenosfera apartir de un diapiro lherzoltico eintruidos en lacorteza (Calsteren, 1976) otros opinan quese trata de composiciones tpicas de basaltos ocenicos(Prez Estan, 1982; Ben Jamaa, 1988). Arenas (1985) hallacomposiciones correspondientes tanto a basaltos de fondoocenico como intraplaca.63111.7. UNIDAD CATAZONALSUPERIOREst constituida por tres grupos litolgicosprincipales consistentes en rocas bsicas, rocasultrbsicas y gneises (paragneises y gneises flsicos).1 1 1 .7 .1 GneisesDentro del ncleo del complejode Cabo Ortegal,Vogel (1 987 ) diferencia tres conjuntos de gneises a losque denomina gneises de Chmparra, gneises Bandeados ygneises de Cario (Fig.2.5). que pertenecen a diferentesniveles metamrficos.kaagntizaa~ Qb.imnaxx.a son paraderivados, samti-copelticos y estn formados por cuarzo, plagioclasa,granate, distena, biotita y moscovita. Presentaninclusiones de rocas mficas en faciesgranultica y lo-calmente son xnigmatticos.L&a gnL.s&z. inQx son mas heterogneos que losanteriores y generalmente glandulares. Su composicin msfrecuente es: cuarzo, plagioclasa, granate, biotita ymoscovita. Ocasionalmente se observa la presencia dedistena, epidota, feldespato potsico, hornblenda y zo sita. Estos materiales han sido afectados por metamorfismode altapresin y temperatura habindose estimado valoresde 7 00 QC y 1 5 Kb (Basterra etal., iRAS). Las intercala-64ciones de metabasitas han sido transformadas en eclogitas.Al igual que los gneises deChmparra, estos muestran mig-matizaciones locales.Iaa gn~.ia2& da C.ar.IA.Q. se hallan en contactotectnico con los gneises Bandeados I7 Kb (Gil Ibarguchi66eta l., 1990). Por otra pa rte y en ba se a i stopos de UPben zircones se ha establecido una edad de 490 ma para estemetamorfismo .Estas rocas muestran composiciones de cuarzotoleitasyde toleitas olivnicas yhan sidointerpretadas prime-ramente como pertenecientes a un ambiente continentaldentro de un modelo mantleplume $ A4Km~$ -1 980).1 080.9y.ers, . .~ - or 1 ,0y/ti1 mt,Mu .10.9 0.8 0.7 0.61 1 .1 .0.5 04 0.3 0.2 0.1 0Mg/(Mg+Fe~2)Cromoespinelos en peridotitas de tipo Alpino(IRVINE , 1 .967)Cromitos de varioscomplejosestratiformes(IRVINE , 1 .967)Figura 4.21 . Proyeccin de la composicin de las crocnitasde las serpentinitas de Moeche sobre un diagramaCr/(Cr+4l)Mg/(Mg+Fe~2. (e) Cromita masiva (mineraliza-ciones>; (U) cromita diseminada; (y) cromita diseminada enel entorno de lamineralizacin; (O), (0), (7 ) bordes degrano respectivos.1 090.8-0.70.60.5-+o1-o0.4-0.3 0.2-0.1 -Al 30 50FC34201 0Figura 4.22. Proyeccinde las serpentinitas deFe+3. Se han representadoyacimientos de cromititas estratiformes y que-dando nicamente pequeas cantidades de cromo. En la tablaIV.1 se han representado los principales cationes en base acuatro oxgenos de dosmuestras representativas de estosprocesos de alteracin (Vase tablas de anlisis en losanexos)-TABLA IV.1PRINCIPALES CATIONES EN BASEACUATRO OXGENOS DE CROMOE-SEINELAS DISEMINADAS Y ALTERACIONES DE BORDE DE GRANO.ANALISIS MEDIANTE MICROSONDA ELECTRONICA.eFACULTAD CC. 5!OLOOICASBIsL~Q~ rQ A1 2 3 4 5Al 0.65 0.7 3 0.00 0.63 0.7 6Cr 1 .32 1 .22 0.08 1 .32 1 .1 6Fe+3 0.02 0.05 1 .93 0.04 0.03Hg 0.59 0.61 0.00 0.55 0.1 8Fe+2 0.41 0.38 0.97 0.45 0.7 7Los anlisis 1 , 2, y 3 corresponden al ncleo, borde inter-medio y borde externo respectivamente, de un mismo grano.Los anlisis 4 y 5 corresponden a ncleo y borde de otrograno.1 1 1IV.3.4.2. Mineralizaciones de cromitaTanto en la mineralizacin del Cerro de 5.Vicentecomo en la de SantaCruz de Moeche se observan composicio-nes homogneas, aunquedistintas entre si. En la tabla IV.2,correspondiente aanlisis representativos de las cromitasde Hoeche (ncleos de grano), los anlisis 5 y 6corresponden a composiciones extremas de la mineralizacin de San-ta Cruz (vanse tablas de anlisis en los anexos).TABLA IV.2ANALISIS MEDIANTEMICROSONDA ELECTRONICA DETATIVAS DE LAS SERPENTINITAS DE MOECHE.1 2 3 45CROMOESPINELAS6 7REPRESEN-6 9.00.0224.7 3.1 840.823.7 61 1 .53.00001 7 .7 6.01.00 .00 .01.00 .06 .0125.53 1 5.35 1 7 .38.1 8 .22 .2045.93 56.50 52.61.00 .31 .941 4.36 1 2.50 1 2.43.00 .00 .00.00 .00 .001 .94 1 5.35 1 5.34.02 .00 .06.22 .1 0 .1 7 .1 1Total 99.01 1 00.08 99.08 1 00.47.03.1 57 .961 464.90.311 3.22.02.1 91 2.7 604.006.66.1 3.1 2.02 .01 .0904 .06 .0341 1 0.48 20.881 -4 .1 5 .1 699 61 .56 49.2144 .7 1 3.071 2 1 2.1 6 1 5.7 900 .00 .0022 .00 .0065 1 5.06 1 1 .3701 .08 .1 900 .09 .0799.7 6 1 00.23 1 00.37 99.88 1 00.7 3Frmula en base a 4 oxgenos de los principales cationes.65 .311 .32 1 .66.02 .01.59 .64.41 .35.25 .401 .7 4 1 .52.01 .02.64.35.59.41.7 4 .7 61 .1 6 1 .1 6.07 .04.7 1 .7 1.29 .291 4. Cromitas diseminadas en serpentinitas procedentes de diferentesmacizos. 5-7 . Cromita masiva, zona de StaCruz de Hoeche. 6 y 9.-Cromita masiva, zonadel Cerro San Vicente.5i02TiO2A1 203V203Cr2O3Fe203MgOCaOlinOFeONiO7 nO.36.0021 .09.1 749.7 11 .601 6.02.00041 1 .32.1 6.05AlCrE e+ 3MgFe+2.911 .00.0953.46.901 .09.00.64.35.571 .41.01.59.41112En las dos mineralizaciones se trata de magnesiocromitas al igual que las cromoespinelas accesorias de lasserpentinitas. No obstante en este caso los contenidos en Orson superiores, llegando a valores prximos al 67 tde Cr2 03en detrimento del Al y en menor proporcin del Fe+3.Las cromitas diseminadas en el entorno inmediato dela mineralizacin presentan contenidos muy similares a losde la masa mineral aunque ligeramente inferiores en Cr y Mg.Cuando se comparan entre s las dos mineralizacionesse observa nuevamente una diferencia en la relacin Cr/Al

hecho que tambin ha sido puesto de manifiesto en otroscomplejos (Leblanc,1 986).113En cuanto a la variacin composicional ncleobordeen las mineralizaciones, es muy escasa excepto cuando elgrano est en contacto con serpentina intergranularabundante. Las fracturas que cortan los granos de cromitaoriginan un fino halo ms reflectivo, en el que se produceun reemplazamiento casi total del Mg por el Fe+2 y disminuyeligeramente el contenido en cromo. El hecho de que lamineralizacin masiva est menos alteradaen sus bordes ofracturas, se debe probablemente a la escasa proporcin deminerales intergranulares de la cromita> ya que elintercambio catinico durante la serpentinizacin ymetamorfismo es mnimo.114IV.4 MODELO GENETICOEl contexto gentico ms probable para las minerali-zaciones de cromo existentes en las serpentinitas deMoecheOrtigueira, es el de una litosfera ocenica s.l. Msconcretamente se tratarade mineralizaciones encalando enlas tectonitas o peridotitas residuales que forman laparte inferior de esa litosfera. Las caractersticas queavalan esta afirmacin son:-Las litologas relacionadas con las serpentinitas soncaractersticas de las ofiolitas y dentro de ellas> losdatos geoquimicos de rocas bsicas indican que se tratade toleitas cuarzonormativas y olivnicas> tipo MORE.-En base a las texturas seudomrficas, se observa quelas serpentinitas encajantes de las mineralizaciones,provienen de protolitos harzburgticos, con cantidadesmenores de dunitas. Esta litologa es caracterstica delas peridotitas residuales situadas en la base de loscomplejos ofiolticos.La morfologa de lamineralizacin de Santa Cruz deHoeche es irregular y muestra contactos netos con lassepentinitas encajantes.-La litologa en contacto con la mineralizacin estconstituida porserpentinitas de protolito duntico.115Las caractersticas qumicas de las cromitas (tantoaccesorias como masivas) muestran una ampliavariabilidad en la relacin Cr/Al con cantidades escasasde Fe~3.Todas estas caractersticas coinciden con las quepresentan las mineralizaciones existentes en los complejosofiolticos, las cuales se supone que se han formado endiferentes situaciones dentro de las zonas de dorsal.La hiptesis tradicional sobre el origen de lasmineralizaciones de cromita (Thayer, 1 964>, considera questas se han emplazado como acumulados de cmarasmagmticas. tos magmas, a su vez, se habran formado apartir de una fusin parcial del manto, siendo precisamentela peridotita metamrfica el residuo o manto empobrecido.Con el desarrollo de la tectnica de placas,la mayora delos gelogos que han tratado el origen de las cromitaspodiformes, consideran que se han formado dentro de lalitosfera en la zona de dorsales. Los puntos de divergenciase centran en los cuerpos emplazados en las peridotitasmetamrficas: mientras para unos autores estos yacimientosproceden, por mecanismos diversos, de las cmarasmagmticas suprayacentes, para otros se han formado in situ,dentro de las rocas harzburgticas residualesDentro del primer grupo de hiptesis, Dickey (1 97 5)116sugiere que los acumulados cromticos del fondo de la cmarase hunden formando autolitos en la harzburgita infrayacente.Greenbaum (1 97 7 ), explica la presencia de inclusiones dun-ticocromticas en las harzburgitas de Troodos (Chipre),medianteplegamiento de la peridotita metamrfica sobre lasecuencia acumulado depositada sobre ella.En el segundo grupo de hiptesis, Lago etal. (1 962)proponen la formacin de cuerpos cromticos en harzburgitas,mediante el ascenso de magmas baslticos procedentes defusin parcial de la astenosfera, hacia la cmara magmticaprincipal. Este ascenso se producira a traves de conductosestrechos que localmente se ensanchan, siendo en estas zonasdonde> debido al enfriamiento progresivo, precipitan cromitay olivino.La serpentinizacin practicamente total que afecta alos macizos junto con la fuerte tectonizacin ydesmebramiento de la ofiolita hace muy dificil inclinarsepor uno u otro grupo de planteamientos.Otras hiptesis que relacionan el origen de estosdepsitos con: (a> concentracin de minerales pesados en unflujo magmtico (Kravchenco, 1 986, Kravchenco y Grigoryeva,1 986); (b) transformaciones o reemplazamientos metasomticos (Joham, 1 986 y diversos autores soviticos, Smirnov,1 962); (c) fenmenos de inmiscibilidadmagmtica (She ChuanJing, 1 980) y (d) diferenciacin metamrfica a alta presin117y temperatura (Seligman, 1 960), parecen menos probables enel caso que nos ocupa.La amplia variabilidad en la relacin Cr/Al quemuestran las cromitas ofiolticas, pueden dilucidar algunosaspectos genticos. As en la ofiolita de Zambales(Filipinas), Hock etal (1 966) sostienen que ambos tiposestn en relacin con diferentes asociaciones litolgicas.Esto equivale a decir que su composicin est influenciadapor la composicin qumica de la roca encajante, lo cual asu vez puede deberse a distintos grados de fusin parcial enel manto. En este sentido> Dick y Bullen (1 964)> distinguentres tipos de peridotitas ofiolticas en funcin de larelacin Cr/A1 de las cromoespinelas presentes y quereflejaran, segn ellos, el grado de fusin parcial delmanto: peridotitas de tipo 1 , con Cr/(Cr+Al) 0.60;peridotitas de tipo III, con Cr/(Cr+Al) >0.6 y peridotitasde tipo II que comprendera peridotitas con espinelas dentrode los dos rangos. Las de tipo 1 corresponden a peridotitasabisales y se tratara de ofiolitas formadas en una dorsal nidocenica; las de tipo III estaran en relacin con arcosisla, intrusiones continentales y con plateaux ocenicos.El tipo III reflejara origenes compuestos> tales como laformacin de arcos isla en corteza ocenica (con lasconsiguientes variaciones en el grado de la fusin parcial adistancias relativamente cortas). Tal como se observa en lafigura 421 gran parte de los anlisis estn por arriba de0.6, por lo que en base a estos datos se tratara de118peridotitas de tipo II 6 III.119Y . - MINERALIZACIONESDEL MACIZODEBERBEIRAV .- MINERALIZACIONES DEL NACIZO DE HERBEIRAA parte de las serpentinitas de MoecheOrtigueira,mayoritariamente pertenecientes a la Unidad OfiolticaEpizonal Inferior tratadas en el captulo 4, existe otroconjunto importante de rocas ultrabsicas, aflorantes sri laSierrade La Capelada y que constituyen losmacizos de Limo,Herbeira. Uzal y pequen~ os afloramientosde menor importanciaareal. Estas rocas pertenecen a la Unidad Catazonal Superiory como veremos muestran caractersticas petrolgicas ymineralizaciones asociadas totalmente diferentes a las delas serpentinitas infrayacentes, siendo su relacin Inramente espacial.La superficie total de estos macizos es de 25 km2aproximadamente, siendo el de Herbeira con 1 4 km2 el demayor extensin y, como veremos posteriormente, el quemuestra mayor variedad petrolgica y el nico en el que sehan hallado mineralizaciones. A continuacin vamos a estu-diar los principales tipos de rocas en base adatos propiosy estudios previos (principalmente de Haaskant, 1 97 0, BenJamaa, 1 988 y Girardeau el al.> 1 990).20VA ROCAS ENCAJANTESDentro de estos macizos ultramficos se handistinguido dos conjuntos cartogrficos principales: (1 )Constituye la totalidad de los macizos de Limo y Uzal yaproximadamente lasdos terceras partes orientales de Herbeira (Fig. 5.1 ). Se trata de peridotitas con anfbol+espinela> cloritay grado elevado de serpentinizacin. Enellas no se han observado concentraciones de cromoespinela.(2) Se limita al tercio occidental de Herbeiray est cons-tituida por bandas piroxenticas con potencias desde centimtricas hasta de varios metros entre las que se interca-lan dunitas, wehrlitas y cantidades menores de lherzolitas,harzburgitas y cromititas.V.1 A Petrografa.V.1 .1 .1 Sector orientalde Herbeira.Este conjunto forma la masa principal de los macizosultrabsicos. Macroscpicamente. en el campo> muestran lascaractersticas siguientes:-Los afloramientos aunque son muy abundantes, enmuchos casos estn formados por bloques aislados porla erosin y es probable que basculados respecto a suposicin original (Fig. 5.2A). Este hecho dificultalas observaciones estructurales> las cuales han de1218S ORFigura 5.1. Esquema geolgico del macizo de Herbeira. 1 >Contacto; 2> Contacto inferido; 3> Fractura; 4> Foliacin;5> Escarpe del acantilado; 6> Lmina dunitica con bandasfrecuentes de cromita; 7 > Sector occidental (duntico piroxenitico>; 7 > Sector oriental (harzburgticolherzolitico>.1 22socA0 1Km.5011S OR~,2frx/3o~70/40x507-20\~ 7>1X ~7409efectuarse preferentemente en reas como trincherasartificiales o puntos en que la rocaest claramentein situ. En este mismo sentido hay que sealar quemuchos afloramientos son fuertemente magnticos> loque aade otradificultad a tener en ouenta en lasobservaciones con la brjula.La superficie de meteorizacin suele ser muy rugosacon tonalidades pardas, amarillentas y grisceas(Figs 5.2B y 5.2C) y frecuentes morfologas tipolapiad (Fig. 5.2D>. La corteza de meteorizacin esmuy fina> penetrando en la roca escasos milmetros.En corte fresco muestra tonalidades grises y verdosasmuy oscuras> casi negras (Fig. 5.21 4).-En las rocas de tonos pardoamarillentos destacan,con relive positivo, fenocristales de piroxeno y aveces de espinela. La cantidadde piroxenos es muyvariable segn el afloramiento, desde muy escasa, talcomo se observa en la figura5.2B, a muy abundante(Figs 5.2? y 5.2G).Las rocas de tonos grisceos muestran abundanteclorita (Figs 5.2C y 5.2H) y una serpentinizacin queafecta a un mayor volumerin de la roca.-En porcentage muy pequeo existen diques y bandaspiroxenticas, de tamao milimtrico a centimtrico.1 23Estas litologas se hallan tanto en haces condistintas direcciones que dan lugar a enrejadosirregulares (Fig. 5.SA), como paralelas unas a otras,formando parte de una foliacin (Fig. 5.SB). Otrasveces estas bandas se hallan plegadas (Fig. 5.30).-Presencia constituyen boleadas irregulares de duntas. Su importancia es anecdtica pues solamente sehan observado en un punto, que es el mostrado en lafigura 5.4.-Fracturas con desarrollo de cromodiopsido y grandesplacas de clorita (Fig 5.5B).Muchos afloramientos son istropos, en el sentido deque no se observa ningn tipo de estructuracin uorientacin preferente en los constituyentes de laroca> vanse por ejemplo las figuras 5.2B y 5.2F.Otras muchas veces si se observan estructuras quepueden variar, desde un bandeado grosero debido aerosin diferencial (Fig. 5.2D), hasta unaen la roca> originada por orientaciones preferentesde minerales (Fig. 5.2G) o por bandas de rocas deotra composicin (Fig. 5.3A).-Otro aspecto diferente es el que presentan estasrocas en la zonadel contacto con metabasitas. Comopuede observarse en la figura 5.2E, muestra tonos126grisceos y una foliacin intensa, a veces plegadaisoclinalmente, puesta de manifiesto por erosindiferencial.Al microscopio se observa que se trata de peridotitasanfiblicas con grado elevado de serpentinizacin, ge-neralmente superior al eozdel volumen de la roca. Losminerales relicto de laprimera paragnesis observada son elolivino, ortopiroxeno, clnopiroxeno y espinela. Comominerales secundarios, producto del metamorfismo, estnpresentes en orden de abundancia; serpentina, anfboles,clorita y carbonatos. Entre los minerales opacos, y encantidades accesorias, se hallan magnetita, pentandita,pirrotina, calcopirita y headlewoodita.El olivino presentageneralmente formas anhedrales,redondeadas, con tamaos de grano entre 0.5 y 1 mm. Muestrauna elevada serpentinizacin, la cual progresa a favor defracturas y bordes de grano, aislando fragmentos de unmismo cristal original, con la misma posicin de extincion.La serpentina da lugar a la tpica textura en malla, con loscentros de malla ocupados por olivinos relicto. La serpentinizacin se encuentra en un estadio intermedio entre tempra-no y avanzado (en el sentido de Wicks y Whittaker, 1 97 7 ).En efecto> la magnetita productode serpentinizacin sehalla tanto finamente distribuida en la serpentina como enlas bordes de malla donde define antiguos lmites y fractu-ras de granos. Esto origina que la roca tenga en corte129fresco tonos muy oscuros, casi negros. Los olivinos, aescala de lmina delgada, tienen tendencia a concentrarseen determinadas reas microdunticas irregulares, de tamaoen torno al centmetro en lasque el resto de los mineralesestn ausentes o en proporciones muy escasas (Fig 5.6).Cuando la roca muestra foliacin visible estasmicrodunitas son lenticulares, orientadas paralelamente ala foliacin, la cual contribuyen a definir.El ortopiroxeno se observa en dos generacionesdiferentes. La ms antigua est formada por cristales degran tamao (varios mm) que producen un resalte en lasuperficie de erosin de la roca (Figs 5.2B,F,G). Es muyfrecuente que se hallen deformados (Fig. 5.7 A) y quemuestren exoluciones de clinopiroxenoy a veces de espinela(Fig. 5.BA). El otro tipo de ortopiroxeno es ms escaso, nomuestra exoluciones y se halla tanto en bordes orecrecimientos de los minerales primarios> como en forma demineral aislado (Fig. 5.7 B). Estos ltimos estn muyserpentinizados y localizados en determinadas reas, como enlas facies de borde en contacto con las granulitas y tambinlas proximidades del contacto con el sector occidental deHerbeira.Los clinopiroxenos son mucho ms escasos que losortopiroxenos, presentes tambin como fenocristales quepueden estar deformados y corroidos. Muestran exoluciones deortopiroxeno y a veces tambin de espinela (Fig. 5.8B).130Ambos tipos de fenocristales de piroxenos muestran a vecesuna coronade anfboles en torno a ellosLas espinelas son muy frecuentes, como accesorios,aunque no estn presentes en todas las muestras estudiadas.Presentan una gradacin de tamaos quenomalmente no superanlos dos mm, y excepcionalmente puede alcanzar 1 cm.Mayoritriamente presentan tonos verde oscuro (Fig.5.9) y enmenor proporcin se ha observado colores marrones> tambinoscuros, evidenciando un mayor contenido en cromo. En lasrocas con foliacin intensa, las espinelas se hallanalineadas concordantes con la misma.Los anfboles muestran tendencia al idiomorfismo ytamafios de grano en torno a 0.5 mm. Estn presentes encantidades variables> a menudo muy abundantes, pudiendoconstituir hasta el 25% de la roca. Cuando la roca muestrafoliacin, los anfboles contribuyen a definirla>conocentrandose en bandas con orientacin similar (Fg.5. 1 0).Las cloritas son tambin un constituyente muyfrecuente de estas rocas aunque tampoco estn presentes entodas las muestras estudiadas. Son incoloras> de morfologatabular y aspecto de mica, pero con colores debirrefringencia muy bajos. Amenudo presentan carbonatos ymagnetitas lenticulares> intercalados en sus planos deexfoliacin, y magnetita en sus bordes (Fig. 5.1 1 A). Su134tamao no suele superar el mm, aunque en zonas de fracturadan lugar a grandes placas de color verde similares a micas(Figs. 5.53 y 5.41 3). Su caracterizacin mediante rayos Xindicaque se trata de clinocloro con algn contenido en Fe.Los carbonatos son muy escasos, se hallan en pequeasfracturas y planos de exfoliacin de cloritas.En general las rocas de este sector oriental son muyhomogneas, con las caractersticas anteriormente descritasy globalmente se clasificaran como peridotitas anfiblicascon espinelacloritamuy serpentinizadas. Modalmente lamayora de estas rocas se clasifican como harzburgitasanfiblicas, aunque en cada muestra varan los contenidos deortopiroxeno y clinopiroxeno, existiendo tambin lherzolitasy dunitas.La litologa descrita constituye ms del 90% delvolumen de las rocas de Limo, Uzal y las 2/3 partes deHerbeira. El resto estformado por diques y bandas depiroxenitas (Maaskant, 1 97 0) de escasa potencia (Fig.5.3) yalguna pequea bolsada irregular de dunitas con contactoneto con la peridotita (Fig. 5.4)V.1 A.2 Sector occidental de Herbeira.Este conjunto forma aproximadamente el terciooccidental de Herbeiray no ha sido observado ni en Limo ni1 37Uzal. Su apariencia macroscpica difiere en muchos as-pectos de la mostrada por las peridotitas del sectororiental. Las caractersticas ms significativas son lassiguientes:-Las rocas muestran un bandeado netomuy constante yobservable en la mayor parte de los afloramientos(Figs 5.1 2 y 5.1 3). Estdefinidopor orientacionesde minerales y alternancias de distintas litologas.Su direccin es relativamente constante en unintervalo de 20Qen torno a N1 7 OE.Las piroxenitas son mucho ms abundantes> se hallanen bandas desde centimtricas hasta de varios metrosde potencia. En la zonadel acantilado, son parti-cularmente abundantes, y forman una lmina de 300 m.de grosor en la que las intercalaciones de otraslitologas son escasas (Girardeau et al -, 1 969).La variedad litolgica de las rocas intercaladasentre las piroxenitas es mucho mayor y estconstituida principalmente por dunitas y en menorproporcin wehrlitas, harzburgitas y cromititas.Los afloramientosde dunitas muestran superficies detonalidades amarillentas (Fig . 5.1 2>, penetrando lameteorizacin varios centmetros> para pasar en laroca fresca a colores negros. Otras litologas38muestran superficies ms oscuras y la meteorizacinprofundiza menos en la roca.Estas rocas han sido sometidas a una fuertetectonizacin, puestade manifiesto por bondinages ypliegues isoclinales, que afectan a las piroxenitascuyo plano axial es concordante con el bandeadogeneral (Figs. 5.1 2D y 5.1 3C).V.1 .1 .2.1 PeridotitasAl microscopio las rocas peridotticas estn formadasen su conjunto por serpentina> olivino> ortopiroxeno,clinopiroxeno, anfbol, espinela y clorita. Existencantidades de opacos accesorias> similares a los existentesen las peridotitas del sector oriental (magnetita,pentandita, calcopirita, pirrotina y heazlewoodita). Lamineraloga descrita> en su conjunto, es similar a la de lasperidotitas del sector oriental, no obstante existen lasdiferencias siguientes:Los fenocristales de ortopiroxeno de la primeraparagnesis observada son muy escasos y se restrin-gen a litologas harzburgticas. Los ortopiroxenossin exoluciones y con serpentinizacin elevada(segundageneracin ) son ms frecuentes.Los fenocristales de clinopiroxeno, tal como se1 42describieron en las peridotitas del sector oriental,estn ausentes. No obstante existe una segundageneracin de clinopiroxenos morfologa muyirregular> generalmente sin exoluciones, aunque aveces las lleva de espinela, que son muy frecuentes ydan lugar a litologas wehrlticas (Fig. 4.1 4B).-Las espinelas varan desde totalmente opacas, a casiopacas con tonos marrones en las secciones msdelgadas y bordes de grano. Como se verposteriormente muestran un alto contenido en cromo.Son muy raros, aunque existen> niveles peridotticos(harzburgitas y/o wehrlitas) con espinelas verdes,muy oscuras.-La clorita y el anfbol no muestran diferenciassignificativas con los descritos en el sectororiental. Unicamente cabra destacar que aqumuestran una mayor tendencia a situarse bordeandogranos de croznoespinela (Fig. 5.1 4C).Las litologas dunticas (Fig 5.1 4A) muestranserpentinizacin variable, generalmente muy elevada. Losolivinos son redondeados con tamaos medios entre 1 y 3 mm.La serpentinizacin origina las tpicas texturas en malla,con la magnetita (formadadurante la serpentinizacin apartir del componente fayaltico del olivino) finamentediseminada en la rocay concentrada en fracturas y bordes de1 43grano. Los anfboles son idiomorfos, y estn presentestambin en cantidades variables pero inferiores al 1 0~(. Lascromoespinelas diseminadas en las dunitas presentan tamaosmuy variable> a menudo inferiores a 1 mm, y morfologasredondeadas o tabulares (Fig. 5.1 4A). Los granos, aunqueaislados> no se distribuyen al azar sino que muestrantendencia a alinearse en pequeas bandas, paralelas albandeado general de las rocas (5.1 2C).Las wehrlitas (Fig 5.1 48) se hallan relacionadas conlas dunita, a las que aparentemente sustituyen o reemplazan.Los contactos entre ellas son muy irregulares (Fig. 5.1 2F),y no siempre concordantes con el bandeado general. Lascaractersticas petrogrficas son muy similares a lasdescritas en las dunitas, con la adiccin de clinopiroxenode segunda generacin y cantidades accesorias deortopiroxeno, tanto fenocristales como de segundageneracin. En base a criterios texturales y relaciones decontacto con las dunitas, se podra suponer que sea unreemplazamiento metasomtico, debido a la adiccin defluidos enriquecidos en Ca (Fig. 5.1 5)Tanto dunitas como harzburgitas son las litologasprincipales intercaladas con las piroxenitas en el entornodel acantilado (Girardeau stal., 1 989). No obstante en lazona sur occidental de Herbeiray situada sobre los ltimosniveles piroxenticos del acantilado (cotas entre 400 ySSOm) se sita una potente banda duntica y en menor1 45proporcin wehrltica (Fig 5.1 2 Ay E), en cuyo entorno sehan localizado las principales y ms abundantesconcentraciones de cromita y cantidades relativamenteelevadas de elementos del grupo delplatino. La foliacinque afecta a todo el conjunto de rocas, define un sinclinalen esta lmina> puesto de manifiesto por buzamientos muyconstantes hacia el oeste en la plataforma plana prxima alacantilado y hacia el este al adentramos en el acantilado.En la Figura 5.1 6 se muestra un mapa de afloramientos delsector occidental de Herbeira (leyenday figura NQ 2) condos perfiles litolgicos del acantilado (Girardeau et al;1989, leyenda y figura ND) y una cartografa de detalle endunitas y wehrlitas con abundantes bandas de cromita(leyenda y figura NQ3).V.1 .1 .2.2 FiroxenitasLasproxenitas son muy abundantes en todo el sectory particularmente en el acantilado. Los tamaos de lasbandas varan desde el cm (Fig. 5.1 3C), hasta varios metros(Fig 5.1 3E), pudiendo ser de aspecto masivo (Fig. 5.1 30) ofuertemente bandeadas (5.1 SA). El tamao de grano oscilaentre inferior al milmetro y varios centmetros envariedades pegmatoides. Existen tambin rocas isogranularesy otras fuertemente porfdicas o porfiroclsticas (Fig.5.1 3E). Las composiciones incluyen clinopiroxenitas,websteritas, ortopiroxenitas (en menor proporcin) y sus1 47variedades olivnicas El grado de serpentinizacin esescaso y en general proporcional a la abundancia de olivinoen la paragnesis primaria. Un estudio de estas rocas(peridotitas y piroxenias) y su qumica mineral ha sidorealizado recientementepor Ben Jamaa (1 968) y Girardeau etal., 1 990).i49V.2 MINERALIZACIONES DE CROMOUna diferencia importante de los macizos de Limo, Uzaly las 2/3 partes orientales de Herbeira (sector oriental),con el resto delmacizo de Herbeira, estriba en el tipo deespinela diseminada. Mientras en los primeros, songeneralmente de color verde translcido> en el terciooccidental de Herbeira (sector occidental) son opacas o muyoscuras.Otra diferencia notoria estriba en la homogeneidad encuanto a tamaos y morfologas de granos. Mientras en elsector oriental (y macizos de Limo y Uzal) las espinelasmuestran morfologas irregulares y tamaos gradados aescala de lmina delgada> en el occidental los tamaos sonhomogneos (conservndose esta homogeneidad en cada capa quedefine el bandeado) y la morfologa redondeada o tabular.Por ltimo sealar que nicam