Caolines españoles: Geología, mineralogía y génesis...

Caolines españoles: Geología, mineralogía y génesis Parte IIC*): Clasificación de los depósitos de

caolines españoles según su ambiente genéticoC**)

E. GALÁN HUERTOS J. L. MARTIN VIVALDI

Departamento de Cristalografía y Mineralogía. Facultad de Ciencias. Universidad Complutense de Madrid y Sección de Mineralogía del Instituto "Lucas Mallada". C. S. I. C. Madrid.

RESUMEN

Los depósitos españoles de caolín se pueden encontrar in situ sobre la roca madre (caolines residuales) o transportados y sedimentados (caolines sedimentarios). Entre los caolines residuales se pueden distinguir los formados por procesos hidrotermales y los formados por meteorización.

Para el estudio de los distintos ambientes genéticos de los caolines españoles se ha establecido una clasiñcación general en yacimientos sedimentarios, hidrotermales y me-teóricos. Los depósitos residuales desarrollados sobre rocas volcánicas serán estudiados independientemente de los demás, como un cuarto grupo, por presentar características muy peculiares.

En el presente trabajo se describen las características de los yacimientos en ambientes sedimentarios, agrupados de acuerdo con la edad, en yacimientos Cretácicos (Weal-denses y Utrillas), yacimientos Paleozoicos (Ordovícicos, Silúricos y Devónicos) y yacimientos Neógenos y Cuaternarios.

Se delimitan desde el punto de vista geológico y geográfico las áreas explotadas y prospectadas, las de reservas probables y posibles y el interés económico de las mismas.

ABSTRACT

The Spanish kaolin deposits could be found in situ on the parent rock (residual kaolins) or else transported and sedimented (sedimentary kaolins). The residual kaolins can be formed by hydrothermal processes as well as by weathering.

It has been established a general classification for sedimentary hydrothermal and weathering deposits, to study the different genetic environments of the Spanish kaolins. The residual deposits developed on volcanic rocks, having special characteristics, will be studied separately.

The characteristics of the deposits developed in a sedimentary environment, are described in the present paper. Those deposits have been grouped accordingly to its age, into : Cretaceous (Wealdian and Utrillas) ; Paleozoic (Ordovician, Silurian and Devonian) and Neogen and Quaternary deposits.

The worked and prospected areas, as well as those of possible mineral reserves, have been deñned under a geologic and geographic point of view. Their economical interest has also been considered.

RÉSUMÉ

Les gisements espagnols de kaolins peuvent s'en trouver in situ, sur le rocher mère (kaolins résiduels) ou transportés et sedimentes (kaolins sédimentaires). Parmi les kaolins résiduels on peut faire deux distinctions: ceux qui sont formés par des procès hydrothermales et ceux qui le sont par météorization.

Pour l'étude des divers ambiantes génétiques des kaolins espagnols, il à ête établie une classification générale en: gisements sédimentaires, hydrotermales et météoriques. Les gisements résiduels dévelopés sur des roches volcaniques, seront indépendamment comme un quatrième groupe, a cause de ses caractéristiques spéciales.

On décris dans cet travail les caractéristiques des gisements dans des ambiantes sédimentaires, groupés par accord a leur âge en: gisements Cretaciques (Wealdiens et Utrillas), gisements Paleozoiques (Ordoviciens, Siluriens et Devoniens) et gisements Neo-gennes et Quaternaires.

Les aires exploitées et prospectées ainsi que celles de reserves probables et possibles, sont délimitées géologique et géographiquement. L'intérêt économique de ces aires est aussi consideré dans cet travail.

* La Parte I de este trabajo ha sido publicada en Bol Soc. Esp. Cerdm. Vidr., 12 (1973), 2, 79-98.

** Recibido en enero de 1973.

JULIO-AGOSTO 1973 215

CAOLINES ESPAÑOLES : GEOLOGÍA, MINERALOGÍA Y GENESIS. PARTE II

ZUSAMMENFASSUNG

Die spanischen Kaolinablagerungen findet man in situ auf dem Muttergestein (résiduelles Kaolin) oder auf transportiertem und abgelagerten Gestein (abgelagertes Kaolin). Zwischen dem residuellen Kaolin unterscheidet man die durch hydrothermalen Vorgang formierten und die durch meteorischen Vorgang formierten.

Zum Studium der verschiedenen genetischen Milieus des spanischen Kaolins hat man eine allgemeine Klassifikation der sedimentaeren, hydrothermalen und meteorischen Vorkommen festgelegt. Die residuellen Ablagerungen entwickelt auf Vulkanfelsen, werden unabhaengig von den anderen studiert, als eine vierte Gruppe, da sie sehr besondere Eigenschaften aufweisen.

In der vorliegenden Arbeit beschreibt man die Eigenschaften der Vorkommen im sedimentaeren Milieu, gruppiert in Bezug auf ihr Alter, in Kreidevorkommen (Wealden-ses und Utrillas), palaeozoische Vorkommen (Ordovicicos, Silurische und devonische) und Neogene-und Quartaervorkommen.

Man grenzt vom geologischen und geographischen Standpunkt aus die ausgenützten und erforschten Gebiete ab, auch die mutmasslichen und moeglichen Reserven und das wirtschaftliche Interesse derselben.

1. CLASIFICACIÓN DE LOS DEPÓSITOS DE CAOLINES ESPAÑOLES SEGÚN SU AMBIENTE GENÉTICO

1.1. INTRODUCCIÓN Y CLASIFICACIÓN GENERAL

Las posibilidades de formación de minerales del caolín son muy abundantes en la naturaleza, en cuanto a ambientes, rocas madres y procesos generadores, y teniendo en cuenta la geología enormemente variada de España, es muy complicado poder establecer una clasificación genética a priori de los criaderos de caolín.

En general el caolín puede encontrarse in situ o transportado. En el primer caso, el caolín se halla sobre la roca madre a partir de la cual se ha originado residualmente, bien por hidrotermalismo o por meteo-rización, y en el segundo caso, ha sido transportado y sedimentado, formando parte entonces de un ambiente sedimentario que le habrá impuesto además ciertas características. En este ambiente puede continuar posteriormente el proceso de caolinización residual. En principio, por tanto, el caolín puede considerarse como sedimentario o como residual. Los caolines de ambos orígenes están representados en España.

Considerando sólo el ambiente genético fundamental y teniendo en cuenta las diferencias que se observan entre el caolín residual por meteorización y por hidrotermalismo, se pueden distinguir tres grupos de yacimientos: Sedimentarios, hidrotermales y meteó-ricos.

Para el estudio de los ambientes geológicos de los yacimientos españoles, hemos tomado como base esta amplia clasificación anterior, particularizando en un cuarto grupo, por facilidad de exposición de sus peculiares características, a los yacimientos residuales sobre rocas volcánicas. En concreto, la clasificación adoptada para el estudio de los ambientes geológicos de los depósitos de caolines españoles, es la siguiente :

— Yacimientos sedimentarios. — Yacimientos hidrotermales. — Yacimientos residuales por meteorización. — Yacimientos asociados a rocas volcánicas.

Sintetizando los resultados del estudio geológico y mineralógico de los distintos depósitos caoliníferos es

tudiados, y que serán descritos en el próximo capítulo, se ha podido definir las características ambientales de cada uno de los grupos de yacimientos establecidos.

1.2. YACIMIENTOS SEDIMENTARIOS

1.2.1. INTRODUCCIÓN

Los yacimientos de caolín de origen sedimentario son los más ampliamente representados en España. De ellos, los pertenecientes al Cretáceo son los más abundantes y los que poseen las mayores reservas, aunque actualmente no sean los de mayor importancia económica.

Los niveles caoliníferos del Cretáceo alcanzan su mayor desarrollo en la Cordillera Ibérica pero existen también representaciones importantes en la Cordillera Cantábrica (Asturias, Santander, Burgos, Logroño y País Vasco).

En la Cordillera Ibérica, los niveles caoliníferos explotables se hallan restringidos al Cretácico Inferior, faciès Wealdense y Utrillas. Ambas formaciones, fundamentalmente continentales, son litólogicamente muy parecidas, y no están siempre presentes simultáneamente en todos los sectores de la Cordillera Ibérica.

El Cretácico inferior de la Cordillera Ibérica presenta una potencia muy variable, puede llegar hasta los 1.200 m. como así puede faltar; su potencia media es de unos 800 m. (48). El muro del Cretáceo inferior lo constituye en muchos puntos las margas marinas del Calloviense, y el techo el Cenomanense también marino. Pero en otros casos puede descansar sobre el Malm, Dogger, Lias, etc., e incluso sobre el Paleozoico directamente (49) (50).

La distinción entre las faciès Wealdense y Utrillas, se hace muy difícil en algunos de los sectores estudiados, e incluso cuando existen varias dataciones probables pueden llegar a ser contradictorias, ya que en general no se han basado en criterios paleontológicos por la ausencia de fósiles característicos. En estos casos, nos limitamos a datarlos como Cretácico inferior.

Actualmente, en un trabajo en elaboración (51), se tratan de establecer criterios distintivos entre ambas faciès, basados fundamentalmente en datos mineralógicos, en especial de los minerales de la arcilla, y gra-nulométricos.

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Con mucho menor desarrollo que las facies Weal-dense y Utrillas, sedimentos de arenas caoliníferas y de arcillas ilito-caoliníferas, se vuelven a producir en el Urgoaptense, en el Cenomanense y el Cretáceo superior, por ejemplo en la Sierra de Cantabria, Victoria (52).

Los sedimentos paleozoicos de amplia representación en España, poseen cantidades apreciables de caolinita en sus facies pizarrosa y esquistosa, pertenecientes al Cámbrico, Ordovícico, Silúrico y Devónico. Los yacimientos de caolín que se explotan en estos terrenos, son en general de bajo rendimiento económico, puesto que la paragénesis mineralógica no es fácil de separar por métodos normales de lavado, y por consiguiente el contenido en caolinita del producto final es muy bajo. Sin embargo, son rocas de alto contenido en alúmina, ya que es frecuente la paragénesis cao-linita-sericita-pirofilita, especialmente la de los dos primeros minerales.

Las pizarras paleozoicas han sido estudiadas por diversos autores, entre ellos: Albareda, Aleixandre y Sánchez Calvo (53 y 54), Albareda, Muñoz Taboade-la y Oriol-Riba (55), Martín Vivaldi y Pino Vázquez (56), Sos y Baynat (57), Rosso de Luna y Hernández Pacheco (58), Hernández Pacheco y Cabanas (59), etc., etc. De ellos, los que dan una contribución mineralógica encuentran, en efecto, caolinita y micas. En los estudios de tipo químico aparecen a veces contenidos variables en magnesio, lo que hace suponer la presencia de cloritas.

Mención especial merecen entre los depósitos paleozoicos de caolines los que se encuentran interestrati-ficados entre las cuarcitas Armoricanas de la Sierra del Pedroso (60). En contraste con los demás de edad Ordovícica son los únicos que poseen un alto contenido en caolinita.

Otros depósitos de caolines y de arcillas caoliníferas se encuentran en algunas formaciones modernas. Merece atención los caolines de algunas cuencas Mio-cénicas y Cuaternarias de Galicia. La mayor parte de estos yacimientos no son verdaderos caolines sino arcillas caoliníferas muy impurificadas con óxidos de hierro, ilita, montmorillonita y a veces materia orgánica. Su valor económico es muy inferior al de los yacimientos Cretácicos, que en conclusión son los yacimientos sedimentarios más importantes, y los que además representan una formación caolinífera con gran homogeneidad.

1.2.?. YACIMIENTOS CRETÁCICOS

1.2.2.1. Yacimientos en facies Wealdense

1.2.2.1.1. Distribución y características estratigráficas, mineralógicas y genéticas de la facies Wealdense y de sus yacimientos caoliníferos asociados

De acuerdo con Ramírez del Pozo (61) utilizaremos el término Wealdense sólo para las facies areno-arci-llosa perteneciente al Cretáceo inferior, que tiene como techo, en determinadas zonas, a las calizas marinas de edad Aptense. A la facies de carácter calcáreo-detríti-ca subyacente perteneciente al Jurásico Superior, la denominaremos facies Puerbeckiense. Ambas facies se agrupan bajo el nombre genérico de facies Weáldica.

Gran número de autores han estudiado el Wealdense español desde que fuera dado a conocer en una Reunión de la Real Sociedad Española de Historia Natural por González Linares (62) en 1876. Este mismo autor (63), en 1878, ya estudia la cuenca de Besaya en Santander; desde entonces se han hecho numerosos estudios dentro de los diversos campos geológicos. Los últimos trabajos se deben a Rat (64), Tischer (65), Aguilar Tomás y Ramírez del Pozo (66), Ramírez del Pozo (61), Ramírez del Pozo y Aguilar Tomás (67), Ramírez del Pozo y Meléndez Hevia (68), entre otros.

La facies Wealdense está ampliamente representada en España, en especial en la Cordillera Ibérica y en la Cantábrica. Aflora en parte de las provincias de Valencia, Castellón, Cuenca, Teruel, Soria, Burgos, Santander, Logroño, Vascongadas y Asturias.

Los aspectos mineralógicos de esta facies han sido los menos estudiados hasta el momento, en especial los correspondientes a los minerales de la arcilla. Aguilar Tomás (69) nos ofrece un interesante estudio de los feldespatos en las arenas Albense y Wealdense, y sus significados genéticos. Sobre los minerales arcillosos aparecieron los primeros datos en el trabajo de Martín Vivaldi y col. (4, ver parte I en Bol. Soc. Esp. Cerám, Vidr. 12 (1973), 2, 79-98). Posteriormente se han publicado dos trabajos (19, ver parte I y 70), con el estudio de algunas columnas de la Cordillera Ibérica, y en especial de los tramos caoliníferos explotados. Un estudio detallado lo han realizado actualmente López Aguayo (71) y López Aguayo y Martín Vivaldo (72). Litológicamente la facies Wealdense continental se compone a escala regional de tramos arenosos alternantes con otros limo-arcillosos. Según los trabajos citados, los primeros presentan un color blanco o amarillento y son caoliníferos; su riqueza en caolinita oscila entre el 2 y el 20 %, siendo lo normal del 7 al 10 %.

El resto suele ser cuarzo y a veces, en cantidades menores, acompañan los feldespatos potásicos (orto-sa y microclina), y eventualmente sodocálcicos (albita y oligoclasa). Es común a todos los tramos arenosos la presencia de moscovita en distintos grados de alteración, y como minerales accesorios magnetita, biotita y óxidos de hierro.

Los tramos limo-arcilloso son normalmente rojizos, y junto a caolinita e ilita, contienen cuarzo en menor cantidad que los tramos citados (< 30 %). Los óxidos de hierro acompañan siempre a estos tramos, tiñén-doles de diversas tonalidades rojas, lo que es característico de la facies Wealdense.

Prácticamente en todos los cortes realizados existe una alternancia sedimentaria rítmica entre los tramos arenosos, a veces areniscosos, y los limo-arcillosos. El ciclotema está formado en esencia por la capa detrítica en la base y la limo-arcillosa en el techo. En algunos lugares, por encima de las capas rojas aparecen lechos de lignitos, dándose así sucesiones que recuerdan a los ciclotemas de las formaciones hulleras. En ciertos puntos se encuentran también intercalaciones de calizas de facies marinas o salobres, lo que nos hablaría de la proximidad a la línea de costa del Cretáceo inferior, o de un dominio eventualmente marino, concretamente de lo que Saeftel (49) llama zona de indent aciones, o sea zona variable entre los ámbitos continental y marino.

Con cierta frecuencia, la capa detrítica de la secuen-


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cia Wealdense contiene cantos rodados de cuarcita e igualmente pueden contener cantos blancos arcillosos de color amarillento. En su granulometría y mineralogía son intermedios entre los niveles arenosos y los niveles limo-arcillosos (19, ver parte I).

Las potencias de los niveles arcillosos oscilan entre los 2 y 15 m. siendo las más frecuentes las de 3 y 5 m. Los niveles limo-arcillosos alcanzan como máximo el metro y medio de potencia. La forma de los lechos de arenas es irregular, dominando la lenticular. El número de ciclotemas es variable de un punto a otro de la región Weáldica.

Son hechos comprobados en esta faciès, a escala regional (73, 70 y 4, 19 en parte I) y corroborados en el estudio de las columnas de los yacimientos Wealdense de este trabajo los siguientes :

— Existen áreas de un empobrecimiento general en feldespatos.

— En los tramos superiores, el contenido en feldespatos de las capas de arenas caoliníferas decrecen de las más antiguas a las más modernas.

— El contenido de caolín en estos mismos tramos varía inversamente al de los feldespatos, por lo que dichos niveles superiores son los más interesantes desde el punto de vista de la explotación del caolín.

— Para una misma capa, el contenido en feldespatos decrece de muro a techo.

Otro hecho de gran importancia, ya descrito en un trabajo anterior (70) y comprobado también a mayor escala en este trabajo, consiste en que las variaciones en ordenación y tamaño de los cristales de caolinita está en función de su posición estratigráñca : los caolines mejor cristalizados, en cuanto a la forma y tamaño, y mejor ordenados, según su diagrama de difracción, se encuentran a escala regional en los niveles superiores de estas faciès.

Tectónicamente y concretándonos sólo a las zonas de la CordilleTa Ibérica en onde la existencia 4e caolín es importante para ser explotable (fig, 4), la íacies Wealdense ha sido afectada intensamente por siste-

WEALDENSE

UTRILLAS

CRETACIO INFERIOR

AREA WEALC EXPLOTADA

r - r r - | AREA WEALDENSE

FiG. 6.—Dominios del Cretácico Inferior y área Wealdense explotada.

mas de fallas normales. Regionalmente las estructuras son relativamente sencillas, sin embargo, la tectónica de fallas normales complica los detalles estructurales de la mayor parte de los yacimientos, haciendo difíciles las correlaciones laterales de sus estratos.

Los caolines del Wealdense, al menos en su mayor parte, son heredados, el caolín fue formado en un área fuente a partir de ciertas rocas y transportado y depositado con las arenas en los lugares que actualmente se encuentran.

Los procesos genéticos que dieron lugar a estas concentraciones caoliníferas han sido descritos en sus aspectos fundamentales en trabajos anteriores (70 y 4, 19 en parte I). De acuerdo con estas ideas y con los estudios realizados en el presente trabajo, la historia geológica del caolín de estos sedimentos debe ser la siguiente: El caolín se formó a partir de las rocas cristalinas que afloraban en la Meseta durante el Cretáceo inferior, y que actuaron como rocas madres. Para la formación del caolín se precisa que la actividad tectónica no produzca rejuvenecimientos en los relieves. Su maduración consiguiente favorece la erosión química con un lavado predominante de alcalinos, alcali-notérreos, ion ferroso y en parte SÍO2 y AI2O3. Estos iones pueden ir a parar al mar, o a cuencas cerradas en donde darán lugar a evaporitas y minerales de la arcilla tales como montmorillonitas, sepiolitas, etc.; quedará en el continente una fase residual de origen pedogénico : corazas lateríficas y arcillas caoliníferas. Se precisa además un clima cálido y húmedo que favorezca la formación de suelos de alta meteorización química.

Posiblemente, las condiciones climáticas y de roca madre no fueron las necesarias para llegar a un acorazamiento de los suelos. Puesto que se conocen actualmente las condiciones para el desarrollo de un suelo laterítico típico (altamente ferrolítico), pluviosidad mayor de 1.500 mm/año y roca madre básica con buen drenaje, no debieron ser éstas las que se dieron en el área fuente, sino más bien condiciones de roca madre acida (existe gran cantidad de cuarzo y feldespato en tes sedimentos), quizás'granitos y como los que añoran ahora en el macizo Hespérico, medio ácido y drenaje suficiente, con lo que se favoreció la caoli-nización bajo clima cálido-húmedo, apareciendo suelos bajamente ferrolíticos ricos en caolinita y raramente acorazados.

Un levantamiento y fracturación del área fuente produjo un rejuvenecimiento del relieve del mismo, posiblemente por un movimiento del zócalo Paleozoico, hecho éste comprobado para varias épocas de la historia geológica de la región durante la era secundaria. Con este rejuvenecimiento, el material residual arrancado es llevado a rellenar cuencas irregulares donde se depositan las arenas, parte de la caolinita de los suelos y restos de rocas no alteradas.

El análisis mineralógico y el orden de deposición de estos materiales nos confirman su probable origen a partir de un perfil laterítico, formado en las condiciones expuestas, durante la etapa biostásica y erosionados en su totalidad durante el período rexistásico, depositándose según la secuencia inversa, edáfica o de Erhart (74).

Puesto que el ritmo sedimentario se repite hay que invocar varios períodos alternantes biostásico y rexistásico, con un clima para el Wealdense cálido y húmedo con alternancias periódicas hacia climas más fríos,

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más cálidos o más secos, que justifiquen los períodos de rexistasia. Naturalmente no debe olvidarse la participación de la orogenia, u otras causas.

En la cuenca de deposición, estos perfiles lateríticos se depositaron, como dice Millot (75), cabeza abajo. Corresponden estos sedimentos por sus características a los de faciès siderolíticas (76) formadas a expensas de áreas fuentes fuertemente alteradas. En función del tipo de transporte y del régimen sedimentario algunos de los niveles de los perfiles erosionados pueden haber emigrado de forma distinta, no encontrándose en el sedimento, al menos en su totalidad.

El ritmo mencionado debió amortiguarse en el sentido de una mayor duración progresiva de los períodos biostásicos, debilitándose los procesos erosivos, y con ello la posibilidad de arrancar y de transportarse feldespatos frescos; al mismo tiempo la meteorización química en el área fuente fue de más larga duración, y con ella más intensa y profunda, originando una mayor cantidad de caolín en los ciclos sedimentarios finales, de mejor cristalinidad y mayor tamaño.

Esta genética explicaría el enriquecimiento en caolín de los niveles superiores de las faciès Wealdense como así mismo la disminución en feldespatos. En cuanto a la tendencia a la disminución del feldespato de muro a techo y el aumento inverso en el contenido en caolín no parece corresponder con un carácter primario, es decir, singenético de la sedimentación, sino más bien se debe a alteración secundaria, incluso bastante reciente, en el propio sedimento, o a la acción de aguas de infiltración.

Martínez Soriano (77, 78) ya sugirió una genética posible parecida a la dada por nosotros, a partir de la meteorización de los granitos del mar Cretáceo y cao-linización de los feldespatos después de la sedimentación. Con este origen describe varios yacimientos del W. de Valencia, de Castellón y de Teruel aunque erróneamente los data en general como Triásicos.

No hay que olvidar que parte del caolín formado en el área fuente es sin duda de origen hidrotermal ya que son muchos los yacimientos que hoy conocemos de este origen en rocas graníticas y no hay razón para que no se dieran estos fenómenos en la Meseta Ibérica. Por lo tanto, aunque los yacimientos Weáldicos (y también Utrillas) sean sedimentarios, el caolín heredado no tuvo forzosamente que ser todo de carácter residual, por lo que localmente puede encontrarse caolín hidrotermal en estos sedimentos.

Ferrer Olmos (79) ha estudiado los yacimientos de Valencia, y tras un estudio mineralógico de la caolinita por difracción de rayos X, llega a la conclusión de que han sido formados in situ, por vía hidrotermal.

Para el estudio genético por difracción de rayos X se basa Ferrer Olmos en el trabajo de Legrand y Nicolás (80), quienes establecen que, la relación intensidad de la reflexión (001) de las caolinitas a área/altura es correlacionable con la génesis. Sin embargo, las conclusiones que obtienen no sirven; como ellos mismos indican, para diferenciar netamente un grupo de caolinitas bien cristalizadas de las pobremente cristalizadas, sino sólo de forma grosera.

Por otro lado no es completamente cierto el hecho de que las caolinitas de mejor cristalinidad sean hidrotermales. Hay yacimientos residuales sedimentarios con caolinitas de alto grado de cristalinidad, como contrariamente, en yacimientos hidrotermales pueden a veces aparecer caolinitas de mediana cristalinidad.

Por tanto creemos que las deducciones genéticas obtenidas por Ferrer Olmos a partir del estudio cristalo-químico de la caolinita de los yacimientos de Valencia, no pueden ser aceptadas de forma general, porque si bien es posible que algunos de los caolines estudiados por este autor sean hidrotermales, han sido transportados posteriormente a la cuenca Ibérica, y no formados in situ.

Los datos geológicos anteriormente citados y la ausencia de manifestaciones hidrotermales en la región parecen confirmar nuestra teoría.

Las diferencias encontradas en los distintos puntos de la faciès Wealdense en cuanto a contenido en caolinita y feldespato de las arenas, deben estar en relación con las diferencias en la constitución litológica de las distintas áreas fuente y con los factores climatológicos que hayan podido contribuir con distinta intensidad en la meteorización química de las áreas.

Así se puede explicar cómo en la propia Cordillera Ibérica existen zonas pobremente caoliníferas, y cómo el Wealdense de Santander, País Vasco y Norte de Burgos, es mucho menos caolinífero que el de Valencia o Cuenca, tanto los bancos arenosos como los limo-arcillosos, hasta el punto de que no llegan a ser explotables actualmente. Indudablemente las áreas fuentes de los sedimentos Cantábricos no fue la misma que para la Cordillera Ibérica. Para los primeros, las áreas fuente debieron ser la Sierra de la Demanda, el Macizo Asturiano y parte del Macizo Aragonés, y para los segundos este último, la Meseta Ibérica y la zona oriental del Guadarrama, fundamentalmente. Existieron, sin duda, entre ambas áreas, fuertes diferencias mineralógicas, tectónicas y estados distintos en la maduración de su relieve, que condicionaron las distinciones cuantitativas de los sedimentos, aunque por estar compuestas ambas áreas en general de rocas acidas, granitos, gneises, cuarcitas, etc., la mineralogía cualitativa es semejante, salvo en los feldespatos que pueden llegar a faltar en los sedimentos Ibéricos, mientras que en los Cantábricos son bastante abundantes.

Por otra parte, según las condiciones paleogeográfi-cas, la mineralogía puede variar, en especial la relación feldespatos-minerales de la arcilla. Aguilar Tomás (69) ha estudiado los feldespatos del Wealdense y Albense en la cuenca Cantábrica y observa que existe una zona-lidad de Sur a Norte en relación con el contenido en feldespatos; la zona Sur (Norte de Burgos, Logroño y Sur de Santander) presenta únicamente feldespatos potásicos, y sucesivamente hacia el Norte comienza a incrementarse el contenido del plagioclasas, hasta ser éstas las dominantes. Correlativamente a esta variación, va la de caolinita e ilita. La caolinita suele ir asociada a los feldespatos potásicos, mientras que en las áreas con predominio de plagioclasas sódicas, la matriz es ilítica.

Así, pues, en áreas con predominio de sedimentación no marina (faciès Utrillas y Wealdense) los procesos de diagénesis no son muy intensos y bajo clima húmedo desaparecen primero las plagioclasas, según el orden de estabilidad de Goldich, dando caolinita. En áreas marinas de plataforma poco subsidente se da feldespato potásico con plagioclasa, ilita y caolinita, y en las áreas marinas de zonas subsidentes, plagioclasas e ilita.

En los yacimientos caoliníferos de la Cordillera Ibérica, las arenas con caolín, si tienen feldespato, es fundamentalmente potásico, y con la aparición de la pla-


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gioclasas desciende el contenido en caolinita. Esto apoya las ideas de Ramírez del Pozo (61) y Aguilar Tomás (69), referentes a la Cordillera Cantábrica; según esta teoría, los yacimientos Wealdenses Ibéricos, ricos en caolín, son sedimentos de cuencas continentales o de plataformas poco subsidentes, y son además depósitos groseros ya que las plagioclasas sedimentan en fracciones finas en depósitos de alta subsidencia.

Respecto a la existencia de los cantos blandos amarillos, antes aludidos, dentro de los niveles de arena y con distribución irregular, se ha dado ya en otro trabajo su posible genética junto con sus caracteres gra-nulométricos y mineralógicos (19) (ver Parte I). Se explican como resultantes de la remoción de parte de los sedimentos limo-arcillosos, por cambios en la dinámica del transporte por avenidas torrenciales de aguas, y formación de un canto que con cierta consistencia no se desintegra en su transporte y puede en su movimiento recubrirse exteriormente con otros materiales detríticos más gruesos que hayan sido arrastrados, y así redondearse más o menos y posteriormente destruirse o fosilizarse.

Los cantos blandos definidos coinciden en esencia con los descritos por Vera, Villena y Oriol Riba (81) y encontrados en el cauce mayor del río Gor (depresión Guadix-Baza de Granada) y en el arroyo del Val de Betara (Pobo de Dueñas, Guadalajara), a jos que denominan cantos de arcillas armados {armored mud balls). En el trabajo de estos autores figuran las pocas citas bibliográficas que sobre el tema existen. No han sido citados en Europa, y las anteriores descripciones los ligan a medios glaciares, a playas marinas, a ríos, y a llanuras costeras, cañones submarinos y desplomes subacuáticos ocasionados por tormentas. La génesis dada por Vera y col. coincide en esencia con la que se ha sugerido antes; es, por tanto, la primera vez que se estudian asociados a la faciès Wealdense.

Se precisa en adelante dar una nomenclatura acertada para estos cantos, en lengua española.

1.2.2.1.2. Areas Wealdense de interés caolinífero. Localización de los yacimientos en estudio

Prácticamente, en el apartado anterior han quedado definidas las áreas que por su riqueza en caolín presentan interés para su explotación. En la figura 6 se ha representado esquemáticamente los dominios de la faciès Wealdense en España y se ha marcado las zonas que actualmente se están explotando y que son naturalmente las que presentan mayor interés. Como es natural en muchos casos, el Wealdense está cubierto por el Albense (faciès Utrillas) y suele ser éste el explotado.

Las áreas interesantes y explotadas actualmente ocupan en la Cordillera Ibérica gran parte de la provincia de Valencia y algunas zonas de las provincias de Teruel, Castellón y Cuenca.

Aunque en la provincia de Valencia, el Wealdense caolinífero se encuentra en la región Norte, existe en otros sectores, por ejemplo Puerto de Contreras, donde los tramos arenosos están mal desarrollados y cubiertos por el Albense no caolinífero, lo que impide su explotación. El límite Sur es la línea Sinarcas-Utiel-Requena-Chiva. Su límite oriental coincide con el de la llamada zona de indentaciones en Valencia, que pasa próxima a la línea Cheste-Liria; los límites Oeste y Norte son los geográficos de Valencia. Esta línea de

Cheste-Liria se prolonga al Sur en sentido Noreste-Suroeste pasando al Sur de Albacete capital.

En la provincia de Cuenca, la zona Wealdense explotada, es la continuación occidental de la de Valencia. Es muy pequeña y está limitada al Oeste por el paso hacia las capas de Utrillas, que se da a lo largo de la línea que pasa al Oeste de Aliaguilla-Talayuelas-Santa Cruz de Moya, hasta el límite de Cuenca con el Rincón de Ademuz (provincia de Valencia).

La línea que separa el Wealdense del Utrillas, no siempre precisa como ya se verá en las descripciones locales, es Aliaguilla-Talayuelas- Santa Cruz de Moya-Ademuz-Villel-Teruel-Utrillas ; al Oeste añora la faciès Utrilla, y al Este domina la faciès Wealdense, aunque en algunos puntos se encuentra como yacente de la de Utrillas.

Como se desprende de esta situación la representación de la faciès Wealdense en Cuenca es escasa e incluso dudosa en muchos casos.

Tampoco es muy abundante en la provincia de Te-rueL Sólo tiene alguna representación al Sur de la línea que une Villel con Castellón de la Plana capital. De igual forma la representación en Castellón es al Sur de la línea antes marcada. La zona de mayor interés caolinífero en Teruel es Villel-Riodeva-Arcos de las Salinas ; en Castellón la zona interesante está en Onda, Vallats y Altuna.

Estas son las áreas actuales de explotación, que son además las más interesantes económicamente. Sin embargo, existen otras áreas Weáldicas de menor concentración caolinífera en sus tramos arenosos (menor del 10 %) que son potencialmente explotables en casos de necesidad; nos referimos al Wealdense asturiano y al del Norte de Burgos, Vitoria, Sur de Santander y parte de Logroño.

El Wealdense asturiano, calificado como tal por su similitud con el de Levante y Vascongadas (82) ha sido a veces explotado, pero en su mayor parte, para aprovechar las arenas silíceas.

En cuanto a la Cordillera Cantábrica, son las zonas que señalan Aguilar Tomás (69) y Ramírez del Pozo (61), con abundancia de feldespatos potásicos (o exclusivamente de ellos) las que pueden tener un interés caolinífero por las razones sugeridas en el apartado anterior, al hablar de su genética. Estas zonas comprenden Haro, Miranda de Ebro, Valle de Mena, Pancorvo, etc.

En la provincia de Albacete aflora el Wealdense en la zona de Bonete. Su riqueza caolinífera es escasa (70), sin embargo puede ser zona potencialmente explotable. Se sitúa al Este de la faciès Wealdense continental, dentro de la zona de indentaciones marinas dada por Saeftel.

Aunque hasta la actualidad no se han explotado los niveles limo-arcillosos de naturaleza ilito-caolinítica, para la extracción del caolín, pudiera ser, si la tecnología lo permitiera, -una fuente inagotable de caolín.

A continuación enumeraremos los yacimientos en faciès Weáldica que forman parte de este estudio.

Provincia de Valencia.—Villar del Arzobispo; Vi-llar-Higueruelas; Higueruelas; Domeño; Sot de Che-ra; Utiel; Titaguas-Alpuente ; Alpuente.

Provincia de Cuenca.—Talayuelas; Santa Cruz de Moya.

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E. GALÁN HUERTOS Y J. L. MARTÍN VIVALDI

Provincia de Teruel—Villel; Riodeva.

Provincia de Asturias.—Oviedo.

Sobre los yacimientos de la provincia de Valencia no existen dudas, en cuanto a su atribución al Wealdense, y todos los trabajos modernos están de acuerdo en esta datación: Brinkmann (83), Ferrer Olmos (79), Fontbote (73), Martín Vivaldi y col. (4, ver parte I), López Aguayo y col. (19, ver Parte I). Respecto a Villel Saeftel (49) lo considera Utrillas, pero Fontbote (73) y Galán Huertos y col. (70) encuentran razones para atribuirlo al Wealdense (véase la descripción del yacimiento). Igual ocurre con Talayuelas y Santa Cruz de Moya; hacia el Oeste de ambos pueblos, Saeftel estudia columnas que atribuye a la faciès Utrilla, mientras Martín Vivaldi y col. (4, ver Parte I), Ferrer Olmos (79), Víctor de Nalda (84) y Galán Huertos y col. (70) opinan que pertenecen al Wealdense, por lo que como tal lo estudiamos.

1.2.2.2. Yacimientos en faciès Utrillas

1222A, Distribución y características estratigráficas, mineralógicas y genéticas de la faciès Utrillas y de sus yacimientos caoliníferos.

La faciès Utrillas presenta unas características tan parecidas a las Weáldicas que su distinción en la mayoría de los casos sólo se puede establecer cuando su posición estratígráfica está suficientemente definida.

Entendemos por capas de Utrillas, la faciès continental del Cretáceo medio, compuesta por arenas y arcillas o limo-arcillas, de colores vivos, no utilizando ese nombre para la faciès marina.

Su distribución en España (fig. 7) es muy amplia, es una de las más extensas de la Península. Ocupa gran parte de la provincia de Burgos, Logroño, Soria, Ala-va y Navarra, pasando por el Maestrazgo hasta el Puerto de Tortosa; el Centro y Sur de Valencia, parte oriental de Albacete y Jaén, e incluso tiene representación hasta Alcázar de San Juan (Ciudad Real). Desarrollo especial presenta en las provincias de Cuenca, Teruel y parte de Zaragoza.

WEALDENSE

CRETACIO INFERIOR

AREA UTRILLAS EXPLOTADA

FiG. 7.—Dominios del Cretácico Inferior y áreas Utrillas explotadas.

La posición estratigráfica de las capas de Utrillas ha sido objeto de diversas opiniones. Coquand (85) las colocó en el Aptense superior; De Cortázar (86) en la base del Cenomanense ; Dereims (87) como Albense-Cenomanense, Fallot y Bataller (88) las consideraron Albense, Lotze (89), Hahne (90), Richter (91) y Schroe-der (92) atribuyeron las capas de Utrillas al Albense, al Cenomanense o a ambos. Brinkmann (83) situó en el Albense superior las de Valencia, y Richter y Teich-muller (93) extendieron esta edad para las capas de Utrillas de Teruel, y Karrember (94) para las de la región Cantábrica. Es por tanto la edad Albense la que se atribuye actualmente a las capas de Utrillas y así aparece en los trabajos modernos de Ríos y Alme-la (95), Almela (96), Dupuy de Lome y Sánchez Lozano (97), Fontbote y Riba (98), Saeftel (49), Aguilar Tomás (99, 100) y López Garrido (50), entre otros.

Las capas de Utrillas tienen una potencia variable que oscila entre los 50 y 700 m. ; está comprendida entre el Aptense (calizas del techo del Wealdense) y el Cenomanense, ambos marinos de litología calcárea. Constituyen así en el campo las laderas de las montañas entre los resaltes calizos. Cuando no existe el Aptense marino, estas capas descansan en discordancia angular, discordancia erosiva, acordancia, solapamien-tos, etc., sobre otra formación más antigua, inclusive sobre los granitos y gneises. Si los hace sobre el Wealdense de forma concordante como ocurre en algunos puntos de Cuenca, Soria y Burgos, el paso de una a otra queda inadvertido y sólo se puede datar el conjunto como Cretácico inferior.

Gran parte de los hechos observados para la faciès Wealdense son aplicables a la de Utrillas. Litológica-mente poco hay que añadir a lo descrito entonces. Faltan los auténticos conglomerados, y los elementos principales son los niveles arenosos y limo-arcillosos. Como intercalaciones se presentan tramos carbonosos que en algunas zonas alcanzan un desarrollo muy superior a los Wealdense, como hemos observado concretamente en el Norte de la provincia de Teruel (Utrillas, Mon-talbán, Foz-Calanda, etc.) o en Villarroya (Logroño).

El carácter es predominantemente clástico; las arenas pueden llevar cantos de cuarcita del Paleozoico y cuarzos lechosos. Son casi exclusivamente de naturaleza silícea pero a veces aparecen feldespatos parcialmente meteorizados; los colores son: blanco, amarillo, pardo o rojo. La granulometría es muy variada. El cemento casi siempre es calizo o silíceo y contiene gran cantidad de óxidos de hierro. La consolidación de las arenas es muy diferente y son precisamente las menos consolidadas las que son explotables por su sílice y por su caolín.

Tanto en dirección vertical como lateral, las arenas indentan en leñtejones limo-arcillosos y arcillas de tono en general gris y más raramente abigarrado. A veces las arcillas y el limo llevan yesos y concreciones arcillofe-rruginosas; otras son bauxitíferas siliciñcadas que se explotan como tales en el Norte de Teruel. Estas bau-xitas, en algunos puntos, proceden de un suelo removido por deslizamiento de gravedad, dada la estructura brechiforme que presentan (52).

Los tramos carbonosos son de naturaleza lignítica y están ligados a leñtejones de arcilla gris; su potencia, cuando son explotables, varía de 1 a 3 m. llegando a un máximo de 8. El enriquecimiento en carbón de dichas capas no depende de la potencia sino de la proximidad a la zona de indentación marino-continental.


CAOLINES ESPAÑOLES : GEOLOGÍA, MINERALOGÍA Y GÉNESIS. PARTE II

Esta zona de indentaciones comienza en sentido centrífugo a partir de las áreas fuentes. Existen dos zonas extensas, una al Norte a partir de Villarroya (Logroño) y otra al Sureste. La primera comienza al Norte de la í'acies Utrillas propiamente dicha, que ocupa la provincia de Burgos y parte Sur de Álava, y carece de fósiles, es la llamada formación o faciès de Alsasua (99), con fauna marina en los niveles arcillosos que son más dominantes que en la faciès Utrillas de la región. Se extiende por la provincia de Álava y parte Sur de Vizcaya y Guipúzcoa, así como por Navarra occidental. El contenido en feldespatos puede ser además un carácter distintivo entre ambos. En Utrillas sólo hay feldespatos potásicos y en la segunda predominan las pla-gioclasas; en los límites (zona propiamente dicha de indentaciones) coexisten ambas. A partir de Estella (Navarra), la faciès es enteramente marina.

La otra zona del SE, ocupa la parte Sur y Centro de la provincia de Valencia y el Este de Albacete, para pasar hacia el Sureste (Valencia y Alicante) a faciès marina.

Respecto a la paleogeografía de las capas de Utrillas y en general del Albense existen dos trabajos básicos, uno con particular referencia a la Cordillera Ibérica de Saeftel (49), otro para la Cordillera Cantábrica de Aguilar Tomás (99). Para cualquier consulta de detalle sobre temas remitimos al lector a ellos; aquí sólo resumiremos esos caracteres brevemente.

El ámbito sedimentario de las capas de Utrillas (figura 8) consistía en umbrales y depresiones dispuestas de acuerdo con la estructura de las Cordilleras. Sus límites eran al NE, el macizo Aragonés y al W la meseta Ibérica con el gran espolón de la Sierra de Guadarrama ; al NW la cuenca quedó dividida por los umbrales de Almazán y la Demanda, y al SE por el de Cuenca. Más hacia el SE y también por el N, la zona sedimentaria pasaba a los mares geosinclinales, si bien es posible, como indica Aguilar Tomás (99) que al N existiera un macizo emergido situado en el Golfo de Vizcaya que suministrara el material del Flysch de Deva (Norte de Vizcaya).

Los aportes de estas distintas áreas fuentes (todos de naturaleza acida, pero con petrología diferente) rellenaron las depresiones de Pancrudo (Teruel) —la más potente—, aproximadamente 700 m, que se prolonga al NE hasta Beceite, la de Landete (Cuenca) que posiblemente se comunicaba con la de Pancrudo, la del E de Albacete (Almansa), la depresión de Soria, la depresión de Villarroya —trastornada y complicada—, y otras aún más locales que compartimentaban la Cuenca de Utrillas,

FiG. 8.—Ámbitos sedimentarios de las faciès de Utrillas (según Saeftel, 1961).

La presencia de pequeños tramos calizos intercalados hablan de aisladas y breves transgresiones marinas de los geosinclinales Béticos y Pirenaicos, que fueron más frecuentes en la proximidad de las zonas de indenta-ción, por lo que se induce que las circunstancias pará-licas favorecieron la formación de esas capas.

Saeftel ha demostrado que la formación Utrillas es contemporánea de una fase de plegamiento intracretá-cea (Aptense-Albense), lo que hizo que las potencias fueran muy variables y que se provocarán en la cuenca ese gran número de surcos y umbrales.

La génesis de los sedimentos que han rellenado la cuenca Albense es fundamentalmente igual a la discutida para la faciès Wealdense, esto es : proviene de suelos caoliníferos lateríticos bajamente ferrolíticos desarrollados en clima húmedo y cálido con alternancias secas.

Las corrientes que transportaron a los materiales erosionados fueron fluviales habiendo Saeftel incluso, delimitado abanicos deltaicos. El transporte de cantos gruesos (^ 50 mm) fue a veces largo (hasta 50 Km), por lo que las pendientes y las corrientes tuvieron que ser importantes sobre todo en la zona Ibérica.

De lo anterior deducimos que, igual que para el Wealdense, el clima lluvioso torrencial y los relieves abruptos favorecieron al principio el transporte rápido de materiales poco alterados (bases de las capas de Utrillas). La progresiva maduración de los relieves intensificó la meteorización química in situ, con lo que aumentaron los niveles arcillosos en las capas altas de Utrillas y los arenosos se enriquecieron en minerales de la arcilla.

En relación con el caolín, esta faciès presenta su máxima explotación en las arenas de la zona comprendida entre la provincia de Cuenca, zona limítrofe de Guadalajara y Teruel, Sur de Burgos y su límite con Soria. Pensamos por ello que las diferencias entre estos sectores con los de dudosa explotabilidad deben corresponderse en principio con las diferentes áreas fuentes : así para la zona citada, el área fuente fundamental es la Meseta Ibérica, Sierra de Guadarrama y Macizo Aragonés, y para la Cordillera Cantábrica, parte de Sierra de Guadarrama, Sierra de la Demanda, Almazán y el Paleozoico Asturiano.

Las diferencias petrológicas no debieron ser causa suficiente para esa distinta producción de caolín, más bien se debería a que las áreas fuente se encontraban en distintas etapas de maduración de sus relieves, más seniles los primeros. Incluso es probable que el paleo-clima fuera de mayor pluviosidad en el área fuente de la región Cantábrica, y menos lluviosa e incluso con etapas secas acusadas en las áreas fuentes Ibéricas.

Se pueden encontrar por tanto ciertas diferencias entre la faciès Wealdense y Utrillas, pero justo es reconocer que no siempre son decisivas para su distinción cuando su posición estratigráfica no está bien definida.

En la faciès Utrillas se presentan potencias de arenas del orden de los 10 a 20 m. (en el Wealdense es raro que sobrepasaran los 10 m.). Son más abundantes los tramos arenosos en la base, y hacia el techo de la formación van cobrando mayor importancia relativa los niveles limo-arcillosos. No se observan con tanta frecuencia como en el Wealdense los cantos blandos en los niveles de arenas. En Utrillas la aparición de lechos carbonosos es más frecuente, siendo de mayor potencia y llegando incluso a formar cuencas explo-

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E. GALÁN HUERTOS Y J. L. MARTÍN VIVALDI

tables restringidas a los primeros 70-100 de la secuencia estratigráfica (45, 95).

Otras diferencias notables se dan en la mineralogía de las fracciones finas: El contenido en caolinita en las arenas caoliníferas es en general sensiblemente superior a los de la faciès Wealdense : el promedio dentro de los yacimientos explotados, es de un 20 %. Mucho más acusado es este aumento en las fracciones finas en las que a partir de dos mieras suelen ser en su totalidad caolinita, llegando a darse verdaderas arcillas caoliníferas con impurezas de ilitas y óxidos.

Desde el punto de vista cristaloquímico, la caolinita de Utrillas presenta mejor cristalinidad, ordenación y mayor tamaño de partícula.

Todas estas diferencias nos pueden confirmar un mayor estado de maduración de los relieves de áreas fuente con la consiguiente intensidad en la meteorización química y de su estabilidad temporal mayor, lo que conduciría a la formación de caolinitas en mayores cantidades y con mejor cristalinidad.

Mención especial merece el proceso genético que dio lugar a la formación de las arcillas y margas bauxíti-cas que a veces se encuentran interestratificadas con las arenas caoliníferas, en algunas zonas del Norte de Teruel (Beceite) y Tarragona (Pinell de Brav), aunque su estudio detallado cae fuera de nuestros propósitos. Están constituidas por caolinita de perfecta cristalinidad, alófana, óxidos de hierro y sílice. Parecen tener el mismo origen dado para el caolín de Utrillas, pero con condiciones de mayor pluviosidad y lavado, en la formación del suelo del área fuente. Según las ideas de Kukovsky (101) parece que, si la caolinita se formó a partir de rocas acidas, no pudo evolucionar hacia gib-sita, pero es posible que los feldespatos pasasen directamente a gibsita en esas condiciones climáticas extremas (102). Entonces, si previamente las condiciones ambientales eran más moderadas, se daría, al final caolinita muy bien cristalizada, en coexistencia con gibsita. Por silicificación, en la cuenca de sedimentación, la gibsita pasó a alófana, dándose así los sedimentos bau-xíticos.

En la comarca carbonífera de Montalbán, Foz-Ca-landa, etc., del Norte de Teruel, existen arcillas caoliníferas con muy alto contenido en caolinita, de gran cristalinidad, ilita e interestratificados. Podemos considerarlas como under clay porque en su origen posiblemente ha influido la materia orgánica.

De igual modo que en la faciès Wealdense, no hay que olvidar que en la cuenca de deposición han actuado las aguas de infiltración, meteorizando los feldespatos y micas (caolinizando) y lavando el caolín hacia la parte inferior del estrato, lavándose asimismo los óxidos e hidróxidos de hierro, y a veces silicifican-do. Estos procesos han sido condicionados por factores climáticos, tectónicos e hidrogeológicos.

No se observan en esta formación fenómenos de metamorfismo, ni relaciones significativas entre la tectónica y las zonas caolinizadas.

1.2.2.2.2. Areas ^'Utrillas" de interés caolinífero. Localización de los yacimientos en estudio

En lo que antecede, han quedado definidas las áreas de interés caolinífero prevalente. Se encuentran al N y E de la Cordillera Ibérica (fig. 7). La región de mayor posibilidad, que es además la que actualmente se está explotando con mayor intensidad, se extiende al

E de la línea Almansa - Motilla del Palancar - Cuenca -Priego-Cifuentes-Atienza. El límite E de esta región partiendo también de los alrededores de Almansa, pasaría por Alianguilla-Talayuelas-Santa Cruz de Moya-Villel, o sea coincidiendo precisamente con el límite occidental del Wealdense. En la provincia de Valencia las capas de Utrillas propiamente dichas no ocupan gran extensión, puesto que hacia el Este la sedimentación se hace marina. Son explotables las zonas del Puerto de Contreras, Camporrobles, Mira y cercanías de Utiel.

De igual modo que ocurre para la faciès Wealdense, el sector o sectores delimitados no están exclusivamente cubiertos por una u otras faciès, sino que afloran a veces en mayor extensión que ellas mismas terrenos Jurásicos, sobre todo en las serranías, y otras veces, parte es ocultado por terrenos modernos postorogéni-cos, como ocurre en Requena, o Cuenca capital.

Es de gran interés la zona comprendida entre Utrillas (en cuya localidad se definió la faciès) y las Sierras de Ginebrosa y la CeroUera, que incluye entre otras las localidades de Cañizar, Los Olmos, Alcoriza, Foz-Ca-landa, Castellote, etc. El caolín se halla aquí, tanto en las arenas como en las arcillas. Muchos de los niveles arcillosos son prácticamente caolines sin necesidad de enriquecimiento posterior por lavados. Intercaladas con ellas y muchas veces explotadas, se encuentran bolsadas de lignitos. En esta zona ha sido estudiada la geología del caolín por Quesada García (103), concretamente en el sector comprendido entre CeroUera y Los Olmos.

Otra región de gran importancia, pero hasta ahora poco explotada está situada al Sur y Sureste de la Sierra de la Demanda (Burgos). Ocupa el SE de la provincia de Burgos y la depresión de Soria. En muchos puntos de esta zona afloran series completas Wealden-se-Utñllas, en muchos casos sin intercalación de las calizas Aptense.

Existen otras zonas de posibilidades futuras, incluso algunas de ellas sin explotar aún y con riquezas comparables a las de Cuenca, tales como el sector de Almansa, y al SE de la Sierra de Cazorla. Asimismo pueden llegar a ser explotables las capas Utrillas Cantábricas, ya definidas en la distribución paleogeográfica, concretamente el área rica en feldespatos potásicos o sea la zona más interna (Estella-Victoria-Bercedo).

En Asturias existen algunas series que comprenden a las capas de Utrillas (104), y muchas veces no se diferencian con las del Wealdense (105), y al igual que éstas pueden ser explotables, aunque no presentan grandes extensiones.

En Zaragoza, al Sur, en el sector de Cubel y Nué-valos existe faciès Utrillas caoliníferas, así mismo en el límite entre Zaragoza y Soria.

En la provincia de Segovia hay algunos sectores de faciès Utrillas (105) que potencialmente también son explotables, como al S de Sepúlveda.

A continuación enumeramos los yacimientos en faciès Utrillas que forman parte del presente estudio:

Provincia de Teruel.—Cmizav del Olivar; Montalbán; Gargallo.

Provincia de Cuenca,—Carboneras de Guadazaón; Reillo; Pajaroncillo.


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Provincia de Guadalajara,—Peñalén.

Provincia de Burgos.—Navas del Pinar.

1.2.3. YACIMIENTOS PALEOZOICOS

1.2.3.1. Niveles paleozoicos caoliniferos. Distribución y características generales

Como ya dijimos en la introducción, gran parte de los sedimentos paleozoicos, en su faciès pizarrosas, poseen cantidades a veces notables de caolín. La representación del paleozoico en España es muy amplia. Se presenta fundamentalmente en Asturias, en la mitad Occidental de la península Ibérica, hasta Sierra Morena, y en la zona axial de las montañas Pineraicas y Sierra de la Demanda.

En Sierra Morena los terrenos Cámbricos son esencialmente pizarrosos con algunas intercalaciones de calizas biohermales. En el Cámbrico abundan también los afloramientos graníticos y de rocas metamórñcas.

El Ordovícico y el Silúrico están representados con frecuencia por la cuarcita Armoricana, que forma la base del sistema, y que muchas veces sirve para establecer el límite con el Cámbrico. El resto suele ser pizarroso, con notables intercalaciones de cuarcitas y calizas. Se distribuyen análogamente al Cámbrico y ocupa además parte de los Pirineos. Ambos conjuntos ocupan una gran extensión en la mitad occidental de la península Ibérica (macizo Hespérico).

Posiblemente parte de las rocas estratocristalinas, que aparecen en esas zonas son materiales de esos sistemas metamorfizados durante la orogenia Hercínica.

Algunas de las pizarras Silúricas de España han sido estudiadas por Albareda, Aleixandre y Sánchez Calvo (53, 54) y en su composición total encuentran mayor contenido en magnesio que en calcio y como minerales: cuarzo, óxidos de hierro (limonita, oligis-to y magnetita), a veces clorita, y minerales de la arcilla (micas y caolinita, ésta no superior al 10 %). Las fracciones ñnas son altamente alumínicas (algunos casos hasta el 32 %) y sus minerales principales son ilita y, en menor cantidad, caolinita. De estos resultados deducimos que la composición arcillosa de las pizarras Silúricas es ilítica, con caolinita subordinada. Esta composición corresponde a la mayoría de las muestras analizadas pertenecientes a los Pirineos y a las estribaciones NE de la Cordillera Ibérica, pero hemos notado, al consultar este trabajo, que son precisamente las restantes muestras (Despeñaperros, Grado, Maillo, etc.) pertenecientes a Sierra Morena, Asturias y Salamanca las que resaltan con un mayor contenido en caolinita.

Fontbote y col. (107), al estudiar las pizarras Gont-landenses de Santa Creu de Olorde encuentran como mineral esencial ilita, acompañada de sulfatos básicos de aluminio (caliñcados anteriormente como haloi-sita y alófana por otros autores) y pirita.

En San Telmo (Huelva), González García (108) ha encontrado en las pizarras Silúricas gran cantidad de haloisita.

Los sedimentos Devónicos faltan en general sobre el conjunto Cámbrico-Ordovícico-Silúrico, lo cual puede ser debido a un movimiento general de inmersión que afectó al macizo Hespérico. Aparece normalmente en el borde oriental del mismo y presenta faciès marginales. Las típicas areniscas rojas de la fa

ciès continental Devónica faltan en España y la faciès representada es nerítica. Su litología está formada por arsénicas, pizarras y calizas, y es la dominante en los bordes del geosinclinal mediterráneo.

Está representado el Devónico en Sierra Morena, Asturias, Pirineos y Menorca, en estos últimos lugares abundan las faciès calcáreas.

En el Carbonífero, la faciès pizarrosas es marina, y en España está muy limitada; existen al Sur de Sierra Morena, en la región Vasco-Navarra y en Asturias.

El Pérmico está mal representado en España. En la parte oriental de Asturias la faciès de pizarras, areniscas y conglomerados está bien representada en una franja que queda paralela a la costa (desde Villavi-ciosa a Caravias).

En resumen, las faciès pizarrosas Paleozoicas, especialmente Cámbricas y Silúricas, están ampliamente representadas en España. En menor extensión, la Devónica y Carbonífera, también están presentes. Se propone como necesidad inmediata el efectuar un muestreo de las pizarras de estos cuatro períodos, a escala nacional para estudiar su mineralogía de arcillas y poder obtener datos sobre el medio de sedimentación, paleoclimatología, paleogeografía, etc. Desde el punto de vista del caolín y aunque creemos que en general sólo las faciès pizarrosas, especialmente las de sedimentación nerítica, presentan algún contenido en caolín, contribuiría dicho estudio al posible descubrimiento de zonas con posibilidades de explotación.

Hasta el momento tenemos muy pocos trabajos generales, sólo el mencionado de Albareda, Aleixandre y Sánchez Calvo sobre el Silúrico, que es por lo demás incompleto. Especialmente creemos que el Cámbrico de tan alta representación en España merece un estudio de esta clase.

No poseemos datos suñcientes para dar hipótesis genéticas generales sobre la formación del caolín en estos sedimentos. Sabemos que estas faciès pizarrosas son marinas y parece que la riqueza en caolín de estos sedimentos aumenta con la proximidad a las costas de las cuencas de deposición. Probablemente el caolín es heredado y proviene como un mineral detrítico más, de las áreas fuentes que estarían al W de estas cuencas Paleozoicas, y que estarían formadas por rocas acidas. Por esto la cantidad de caolín en las pizarras disminuye de W a E.

Al estudiar en este trabajo algunos de los yacimientos Paleozoicos emitiremos hipótesis genéticas específicas. Adelantaremos que en muchos de los enriquecimientos locales de las pizarras en caolín han influido procesos de metamorfismo, con lo que el grado caolinífero no es homogéneo en grandes zonas al no poderse suponer condiciones genéticas similares para grandes extensiones.

1.2.3.2. Areas de interés caolinífero. Localización de los yacimientos en estudio

Los yacimientos que han sido explotados en estas pizarras con interés caolinífero están localizados en el Ordovícico, Silúrico y Devónico.

Salvo uno de ellos situado en el Ordovícico Asturiano, y explotados en varias localidades, los denun-

224 BOL. SOG. ESP. CERÁM. VIDR., VOL. 12 - N.« 4


cios están situados en la zona de Tierra de Barros y en Sierra Morena.

El área de mayor interés caolinífero a la vista de los yacimientos existentes, de nuestras observaciones y de los datos bibliográficos, es la faciès pizarrosa Paleozoica enmarcada en el área limitada por Mérida-Castuera - Almuradiel - Córdoba - Cazalla de la Sierra - Zafra - Mérida.

Posiblemente el Cámbrico y Silúrico de Cáceres sería también interesante, como asimismo el de Zamora-León-Lugo y Asturias.

Es necesario no perder el sentido de la verdadera dimensión económica de estas áreas, que aunque en extensión pueden ser comparables a la de las faciès Wealdense o Utrillas, el rendimiento y el valor económico de la producción, como su calidad nunca pueden ser comparables. Por tanto, el interés económico de estas áreas es pequeño frente a los sedimentos anteriormente estudiados.

Estudios específicos sobre estos tipos de yacimientos, sólo existen el de Martín Vivaldi y Pino Vázquez (56) sobre el yacimiento de Zarza de Alange (Badajoz) cuyo material también ha sido caracterizado por otros autores (109, 110), y el de Gómez de Lla-rena (60) sobre el caolín de la Sierra del Pedroso (Asturias).

Los yacimientos en estudio para este trabajo son los siguientes :

Provincia de Oviedo,—Grado (Ordovícico) ; Raiga-da (Ordovícico).

Provincia de Badajoz.—Zarza de Alange (Ordovícico inferior); Monterrubio de la Serena (Silúrico); Alange (Devónico inferior).

Provincia de Ciudad Real.—Almuradiel (Silúrico).

Provincia de Córdoba.—^Hinojosa del Duque (Devónico).

1.2.4. YACIMIENTOS NEÓGENOS Y CUA ERNARIOS

1.2.4.1. Definición, caracteres generales y distribución

Agrupamos en este apartado a una serie de depósitos caoliníferos sedimentarios formados durante el Mioceno y la Era Cuaternaria.

Los depósitos de interés caolinífero se encuentran en las faciès continentales. Puesto que lo normal en los sedimentos caoliníferos es que el caolín, sea heredado, las cuencas interesantes se encontrarán próximas a aquellas áreas de denudación que contengan caolín o sea a aquéllas en donde sea fácil la formación, del caolín, o dicho de otra forma, depósitos originados a expensas de rocas graníticas, gneisicas, grauwáquicas, etc., que puedan proporcionar el caolín.

Los depósitos de este tipo presentan muy poco interés económico debido a su escasa representación y potencia explotable, y a la baja calidad del caolín. Los depósitos más importantes son Miocénicos, y es frecuente encontrar en ellos secuencias rítmicas de arenas, arcillas y lechos carbonosos, de menor desarrollo que los Cretácicos, pero semejantes, lo que nos puede hablar de condiciones genéticas similares aunque de menor duración, intensidad y extensión.

Algunos de los yacimientos que se han descrito como Neógenos no los incluimos en el grupo, pues se tratan de yacimientos residuales (in situ) formados en esos períodos, pero no sedimentarios. Así ocurre con algunos de los descritos por Mendizábal (111) en la costa oriental de Lugo y dados como yacimientos de origen secundario.

Las principales explotaciones y denuncios de caolines y arcillas caolínicas de este tipo se encuentran en Galicia y Asturias.

En la costa de Lugo y Asturias (Lage, Castropol, Navia, etc.) particularmente desde Foz a Pravia existen depósitos horizontales, sobre las rasas, y que, según Hernández Sampelayo (112), abarcan desde el Mioceno al Pleistoceno. Parecen ser casos particulares de terrazas continentales formadas por ríos o deslizamientos de aluviones y barros seudoglaciares que enrasarían a los sedimentos Cámbricos. Estos depósitos costeros, imposible de cartografiar, varían de unos decímetros a 10 ó 12 m. Son fáciles de reconocer pero son muy heterogéneos y su explotación no llega a ser rentable. La secuencia sedimentaria consta de arenas (en la base), arcillas de contenido variable en minerales de la arcilla, hidróxidos de hierro y manganeso, arcillas amarillentas y pardas, y a veces, lechos carbonosos. Estas variaciones en tan poca potencia nos indica que los cambios en aporte, composición, condiciones climáticas, etc. fueron numerosos y que en general la duración del conjunto de estas fases fue corto.

Las áreas fuentes de estos sedimentos no hay que buscarlas muy lejos de los depósitos; los numerosos afloramientos de diques eruptivos que han defendido la costa de la erosión marina, dioritas, pórfidos, etcétera (112), y los grandes afloramientos de granitos intrusivos de dos micas en la zona de Foz y Burela, profundamente alterados, han suministrado los materiales hasta el borde del mar.

Mendizábal (111) describe algunos yacimientos secundarios modernos en la costa de Lugo y en Pontevedra (La Guardia y Tuy). Ferreira y col. (113) describen también yacimientos modernos en la costa gallega y asturiana como el de Corme (cerca de Lage), de edad Pliocena, el de la Grela al SW de la Coruña, en la carretera a Carballo, posiblemente Cuaternario, y el de Castropol de edad Miocénica. Igualmente señalan afloramientos Miocénicos —que no describen como caoliníferos aunque en general lo son— en la costa gallega y asturiana desde Burela hasta el Este de Castropol, ya antes referido por Hernández Sampelayo (112).

Los afloramientos Terciarios y Cuaternarios de la Coruña han sido señalados por Parga Pondal (114) en su estudio geológico general de la provincia. Estos sedimentos no son muy abundantes en relación con las demás formaciones.

Los sedimentos Terciarios se encuentran unas veces recubriendo zonas llanas de la penillanura amesetada y otras rellenando estrechas cuencas y fosas producidas por la fracturación de la tectónica post-Varísci-ca. Las más importantes son las de Buño, Laracha-Meirama, Jubia, San Saturnino, Puente de García Rodríguez, Mesa y Boimorto, sobre fracturas de dirección N 100-E y las de Padrón, Ortoño, Argeriz y Car-bailo que siguen una fractura moderna con dirección aproximada N-S.

Los materiales de estos sedimentos son arcillas


CAOLINES ESPAÑOLES: GEOLOGÍA, MINERALOGÍA Y GÉNESIS, PARTE II

blancas, grises, verdes y amarillentas, que alternan con niveles arenosos y pueden tener espesores superiores a los 30 m. La mayor parte de estas arcillas son explotadas para refractarios, ladrillerías, alfarería y cha-mota. Su naturaleza es, en general, caolínica, a veces abundan los óxidos de aluminio. Las principales explotaciones son las de Jubia, Laracha y Meirama.

Es frecuente encontrar lechos de lignitos interes-tratificados entre las arcillas y arenas, que son explotados en algunas cuencas, como las de Laracha-Meirama, Padrón y en Puente de García Rodríguez, que es la más importante, donde la sedimentación total llega a alcanzar los 100 m. de potencia. También las arenas y areniscas son explotadas porque en algunas de ellas son caoliníferas.

La cuenca de Puente de García Rodríguez, que es de naturaleza magnésica, ha sido datada por Nonn y Medus (115) como Tortoniense o Tortoniense-Pontien-se. Pero también por determinaciones palinológicas han establecido en estas épocas en Galicia períodos climáticos cálidos y húmedos. Esto último apoyaría nuestra hipótesis genética dada para la formación de las cuencas caoliníferas rítmicas.

Otras cuencas Terciarias gallegas con sepiolita y atapulgita, han sido descritas por Lucas, Nonn y Paquet (116). Según su distribución geográfica parecen existir dos tipos de condiciones de sedimentación en estas cuencas Terciarias, concretamente después del Aquitaniense, y que dominaron en las partes occidentales y orientales de Galicia respectivamente. El Mioceno al W se desarrolló en clima cálido y húmedo según lo atestiguan los lignitos y las arcillas caoliníferas. Al E de la dorsal Galaica, factor estructural limitante, se dieron condiciones de sequía y se desarrollaron las cuencas magnesianas de Puentes de García Rodríguez, Roupar, Sarria, Monforte, Ginzo de Limia y Verin, todas ellas alineadas de N a S y en depresiones tectónicas con fracturas N-S y N 100 W.

Los depósitos Cuaternarios de la Coruña parecen en zonas de tierras altas y llanas, de forma de capas de aluviones con cantos rodados y productos arcillosos, recubriendo a las rocas metamórficas y graníticas. Tales son los depósitos que cubren a los esquistos de Ordenes, de las Marinas, entre Sada y la Coruña, y las de las zonas altas del NE de Curtis hasta el límite con Lugo, que estudiada por Nonn y Tri-cart (117) le atribuyen una edad Cuaternaria antigua. Se hallan formados por gravas, y guijarros cementados débilmente por materiales arcillosos y arenosos, y con zonas ferruginosas con costras de origen freático.

En otros lugares en estos sedimentos se encuentran formaciones turbosas muy modernas.

Formaciones prácticamente actuales son las que rellenan, junto con restos vegetales, el fondo desecado de zonas hasta hace poco lagunares, como son las de Braña Rubia o Laguna de Alcayán, y las zonas interiores de algunas playas extensas como Doniños, Frouxeira, Traba, Barrañán, Corrubedo, Camota y Baldayo.

Depósitos como los descritos para la Coruña se encuentran también en Pontevedra como los de San-jenjo, Porriño-Tuy y La Guardia.

La cuenca Miocénica-cuaternaria de Porriño-Tuy es una de las más importantes de Galicia. Se extiende en dirección N-S, como las del segundo grupo descritas en la Coruña y es atravesada en ese mismo sentido por la carretera Porriño-Tuy.

Está constituida por limos de unos 30 m. de potencia y sobre ellos 40-50 m. de materiales formados de cantos de cuarcita de tamaño y abundancia variable, consolidados por arcillas de tonos rojizo o pardo.

Existe estratificación, bien por la disposición de los cantos o alternancia de tamaños, o bien por la intercalación de capas de arenas o limos.

A menor escala se pueden ver que existen ciclo-temas, como los que hemos observado en las cercanías de Porrino, en una explotación de arcillas caoliníferas, y que están constituidos de muro a techo por: nivel carbonoso - nivel de arcilla roja - nivel de arcilla pardo - arcilla caolinífera gris. El ciclotema se volvía a repetir varias veces faltando el nivel carbonoso en algún caso.

También existen rellenos Cuaternarios en la cuenca de Porriño-Tuy compuestos en su mayor parte por arenas caoliníferas que han sido datados en Casal, como Paleolíticos (Acheuvense) por haberse encontrado útiles prehistóricos (118). El origen está en el material fuertemente alterado durante el Mioceno de los granitos del Faro de Budiño y el Penido Corucho, sometidos a la denudación Cuaternaria mediante torrentes abundantes.

Según Nonn (118), el esquema evolutivo de los depósitos modernos de Galicia occidental es: Mioceno: sedimentación de arcillas y de lignitos; Fin del Terciario: depósitos de arcillas superiores; Cuaternario antiguo y medio : arenas caolinizadas.

Durante estos últimos períodos. Cuaternario antiguo y medio, en Galicia se produjeron esparcimientos torrenciales de materiales durante las fases glaciares (Pluvial). En algunas épocas en Galicia hubo condiciones climáticas de sequedad acusada o torren-cialidad con morfogénesis mediterránea.

Los principales yacimientos de caolín de Pontevedra se encuentran en la explotación de las arenas, arcillas y cantos arcillosos de esta cuenca.

Los sedimentos cuaternarios en general constituyen un manto fluvial de escaso espesor, algunos de cuyos aluviones de arenas contienen cantidades apre-ciables de minerales pesados. La representación más importante de estos sedimentos fluviales se encuentran a lo largo de la cuenca del Río Miño.

Los sedimentos costeros son terrazas coronadas por alineaciones de dunas en parte fijadas y con una base a veces conglomerática.

El yacimiento cuaternario más importante de caolín está en La Guardia, depositado sobre granito. Sus materiales proceden de los granitos moscovito-biotí-ticos del W de Pontevedra, después de un proceso erosivo y de un transporte muy corto, en parte torrencial y en parte como proceso de soliflucción.

La mineralogía de estos caolines ha sido presentada ya en un trabajo (119") y otros datos granulomé-tricos y analíticos están incluidos en el trabaío ya citado de Martm Vivaldi y col. (4, ver parte I).

Se trata de un caolín muy impuro con alto contenido en alúmina aue suele usarse para piezas refractarias, s res y ladrillería refractaria.

Caolinizaciones actuales pueden encontrarse en puntos de Galicia sobre las rocas graníticas o gnéi-sicas dado que el clima actual nuede favorecer que se den estos procesos genéticos. En este estado podemos considerar al depósito aún en formación de El Rosal, en Pontevedra (119).

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1.2.4.2. Areas de posibilidades caoliníferas y localización de los yacimientos en estudio

Las áreas explotadas, ya expresadas, en Galicia (zona Occidental y Norte) y Asturias son las de mayores posibilidades, y en interés menor se podrían prospectar las series Miocénicas continentales formadas por cidotemas de conglomerados, arenas y limolitas, próximos a áreas de denudación de carácter ácido.

Actualmente al Sur de Orense, en San Ciprián de Viñas se explotan unos sedimentos Miocénicos de arenas y grauwacas caoliníferas depositadas (y formadas) sobre granodioritas. Por necesidades urbanísticas, parte de estas capas se están desmantelando con rapidez y a bajo precio, por lo que en 1968, se obtuvieron 60.000 Tm. de material caolinífero constituyendo así, aunque de forma pasajera uno de los primeros yacimientos españoles por volumen de material explotado, si bien no por la calidad.

El Mioceno y Cuaternario de la altiplanicie del Duero (Meseta Castellana) y en especial en las zonas externas próximas a Salamanca y Zamora, merecen un estudio sistemático porque pueden constituir una reserva de caolín, y especialmente como material arcilloso caolínico, aunque muchas de estas arenas, por lo que ya observamos en Galicia Oriental, están constituidas por minerales de la arcilla de naturaleza magnésica fundamentalmente.

No hay que olvidar que los caolines de los sedimentos NeÓRenos y Cuaternarios están adulterados por minerales a veces difíciles de separar y por óxidos e hidróxidos que rebajan su calidad. Se deben ver, por tanto, estas formaciones más como proveedoras de arcillas refractarias que como caoliníferas en sentido estricto; por tanto la importancia económica es mucho menor que para las demás formaciones sedimentarias y los trabajos de investigación y prospección que se puedan realizar en los numerosos afloramientos Neó-genos y Cuaternarios de España, no deben ser encaminados al hallazgo de caolín sino más bien al de arcillas caolínicas.

Debido a la escasa representación de estos yacimientos y a su interés económico, hemos seleccionado para su estudio sólo los siguientes :

Provincia de la Coruña. Mioceno.

Puentedeume (Jubia):

Provincia de Pontevedra.—La Guardia : Cuaternario; El Rosal; Cuaternario-actual.

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