Euroclay´87. The sixth Meeting of the European Clay Groups.

The Sixth Meeting of the European Clay Groups
Guidebook for Excursions
Guia de Excursiones
Edited by: M. Ortega Huertas
j
7-10 September, 1987
Sevilla, Spain
Organized by: Sociedad Espaiiola de Arcillas

©UNIVERSITY OF GRANADA.
GUIDEBOOK FOR EXCURSIONS.
ISBN: 84-338-0579-7. Dep6sito legal: GR/533-1987.
Imprime: Servicio de Publicaciones.
Campus Universitario de Cartuja.
Printed in Spain
lmpreso en Espafia

Pag.
Excursion A: Bentonite deposits from Cabo de Gata Region, Almeria,
SE- Spain. E. Reyes; E. Caballero; F. Huertas and J. Linares ~... 7
Excursion B: A Survey of some of the Soils present in the Alpujarras
and Mediterranean Coast (Granada-Almerfa, SE Spain). J. Aguilar
Ruiz; M. Simon Torres and M. Ortega Huertas . . . . . . . . . . . . . . . . . '33
Excursion C: Kaolin Deposit at Poveda de la Sierra (Guadalajara)
and Processing Plant of Caobar, S.A.
Mg-Clay Minerals deposits (Sepiolite, Palygorskite,
Bentonite) of the Tajo Basin (Madrid-Toledo). S. Leguey and M.
Doval . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 55
***
· Pag.
Excursion A: Los yacimientos de Bentonita de la region de Cabo de
Gata, Almeria, Sureste de Espafia. E. Reyes; E. Caballero; F. Huertas
y J. Linares ....... ; . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 93
Excursion B: Vision general de Ios suelos desarrollados en las
Alpujarras y en Zd Costa Mediterrdnea (Provincias de Granada y
Almeria, SE de Espafia). J. Aguilar Ruiz; M. Simon Torres y M.
Ortega Huertas ....................·. . . . . . . . . . . . . . ... . . . . . . . . . 119
Excursion C: Los Caolines de Poveda de la Sierra (Guadalajara) y la
Planta de Caobar, S.A.
Sepiolita, Paligorskita y Bentonita de la Cuenca del
Tajo (Madrid-Toledo). S. Leguey y M. Doval . . . . . . . . . . . . . . . . . . 141

BENTONITE DEPOSITS FROM
CABO DE GATA
REGION, ALMERIA, SE SPAIN
E. Reyes; E. Caballero; F. Huertas and J. Linares
Estaci6n Experimental del Zaidin. C.S.l.C.,
Profesor Albareda, 1, 18008 GRANADA. ESP ANA,
EXCURSION A

9
GEOLOGICAL SETTING OF CABO DE GATA REGION
The volcanic region on the southeastern part of Spain extends along a band
which comprises from "Cabo de Gata"to "Mar Menor" (Fig. l).lt is located on
the eastern part of the Betic Ranges and, more precisely, within the Betic domain
s .s. In this region occur calcalkaline, as well as potassium calcalkaline,
shoshonitic and ultrapotassic (lamproitic) volcanic rocks, and even alkaline
basalts.
0 10
N
1
30
..
•
ZONA 3
• •
MURCIA
•
/
--
I
I
CABO DE GATA
ZONA 1
ZONA :Z
ZONA 3
c,~
r2~
Calcalkaline rocks
tc.:z[Q]
Potassic rocks
K3[2J
B I C\) I Basaltic rocks
· Figure 1. Volcanism of Southern Spain (Araiia & Vegas, 1974).

10
The present study is restricted to the region of Cabo de Gata, in which two
eruptivbe formations can be distinguished: "Sierra de Gata" and "Serrata de
N ij ar". The first one is the most important, as regards the extension, since it
extendes along the coast from "Cabo de Gata" to the "Mesa de Roldan";
Serrata deN ijar is constitued by a series of small hills lying paralell to the former
one, with .an extension of about 12 sq .Km.
As regard the general characteristics of the vulcanism in this zone it can be
said that we are dealing with a calcalkaline vulscanism s .s. constituted by
basaltic andesites, andesites, dacites and rhyolites. According with Coello and
Castaiion (1965);Fuster et al., (1965); Paez and Sanchez (1965);Leon (1967);
Sanchez (1968) etc., this vulcanism took place along four main cycles: pre­
Burdigalian, Burdigalian-pre-Helvetian, Helvetian and Tortonian. Each of them
starting with explosive episodes that gave rise to the formation of ignimbrites,
tuffs and agglomerates, and ending, in a less violent way, with the effusion of
laves and formation of subvolcanic intrusions, showing in some cases a dome
character. Generally, the materials originated in the first cycles are of basaltic
and basaltic-andesitic composition, but those of the last cycle are of dacitic and
rhyodacitic composition.
The mineralogical. composition of calcalkaline rocks is relatively simple
(L6pez Ruiz and Rodriguez Badiola, 1980). The major mineral component is
plagisclase (Ansa Abzo as average value). There are also orthopyroxene (Fszz
En66 Woz as average value) and clinopyroxene (Fs17 En43 Wo4o as average
value), thought the first ones are the only present in he most acid rokcs.
Amphiboles are represented by hornblende (Fe: Mg: Ca: 32:42:26) and
cummi.pgtonite (Fe: Mg: Ca: 39:58:3), but in the most basic rocks only
hornblende is present. In neutral and acid rocks amphiboles predominate on
pyroxenes and small quantities ofbiotite occur. The vitreous or hypocrystalline
matrix constitutes in every case more than 50% of the rock mass. In this matrix
are present, besides, quartz and sanidine.
The study of the microfaune contained in sedimentary beds interlayered in the
volcanic materials, evidence that the calcalkaline vulcanism started at the end of
the Oligocene and ended during the Tortonian (L6pez Ruiz and· Rodriguez
Badiola, 1980). The age of these materials seems to decrease towards the
northern part of the sector. Absolute age dating (K -Ar) carried out by Bell on and
Brousse (1977) and Bellon and Letouzey (1977) indicate an age included
between 17 and 8 million of years for this vulcanism.
Since the seventies, numerous authors (Decourt, 1970; Smith, 1971; Dewey
et al., 1973; Araiia and Vegas, 1974; Torres, 1918; Diaz et al., 1979), have
elaborated a theoretical body about the relations existing between the type of

11
rrtagmatism and the tectonic environment within which the magmatism is
developed.' The nature, simetrical magmatic polarity and age of the volcanic
episodes in South Spain and Northern Africa indicate that on both sides of the
Albonin sea shouls exist subduction zone during Miocene times. According to
this hypothesis the Albonin sea could be interpreted as a marginal active basin
. which began to open during the Oligocene (Le Pichon et al., 1972), at least 25
million years ago, since this is the age of the oldest toleitic rocks in the Albonin
island (Bellon and Brousse, 1977). The opening of the Albonin basin should
proceed without important modifications till the begining of the Miocene, in
which sarted on both sides of the basin the subduction process. This compressive
phase should last until the Tortonian (Bousquet, 1977), in which a new
distensive phase starts, continuing till the begining of the Quaternary. When this
dlstensive phase started, the extrusion of a great part of calcalkaline, shoshonitic
and ultrapotassic magmas formed during the compressive phase in the early
Miocene took place, whereas at the end the alkaline basalts related genetically to
he distensive phase were extruded.
In the zones having an intensive fracturation, the volcanic rocks have
undergone a set· of transformation processes that make ·difficult, or even
imposible, to recognize the nature of the original parent rock, since the primary
paragenesis have been partially or totally substitued by others corresponding to
lower temperatures. These transformation processes have been caused by the
circulation of two types of hydrothermal fluids that affected more intesily the
pyroclastic materials (ignimbrites, tuffs, etc.) than the massive ones. The clearly
acidic hydrothermal solutions affected mainly the ignimbrites, given rise to
alunite, jarosite and kaolinite as alteration products (Ladder, 1966; Martin
Vivaldi et al., 1971; Puy et al., 1974) whereas the neutral or slightly acidic
solutions, much more common than the former, affected tuffs and agglomerates,
causing their bentonitization (Re yes, 1977).
THE BENTONITES OF CABO DE GATA
A graysh green bentonite,found in Serrata deNijar, was the subject of the first
study of the bentonites of Cabo de Gata, realized by Gonzalez Garcfa and
Martin Vivaldi (1949). This paper was followed by a series of publications
(Aleixandre, 1949; Gonzalez Garcfa and Beutelspacher, 1956; Martin Vivaldi
et al., 1956; Mackenzie, 1957; Linares, 1963, etc.) in which the mineralogical
and technical characteristics of these materials are described. (A fill revision is
given by Reyes, 1977). According to these authors the bentonites would have
been formed by hydrothermal alteration of acidic volcanic rocks, dacites and
rhyolites. The process would involve the movilization of Si, Fe, alkalis and

12
alkaline earths. In some zones was observed, besides, a relatively important
increase in Mg.
Since 1970 a systematic study on the genesis and geochemistry of bentonites
and their parent materials was initiated (Linares et al., 1972a; Reyes et al.,
1974; Augustin, 1973; Terrer, 1974; Reyes, 1977; Reyes et al., 1978 a,b;
1979a,b,c; 1980a,b; Caballero et al., 1983). These authors reported that the
materials neoformed during the hydrothermal alteration process show
characteristics that varie with site location. This fact can not accounted only by
changes in the nature of parent rocks but also by chemical composition and
origin the of hydrothermal solutions, as well as by the temperature at which the
alteration took place.
As pointed out by Caballero et al., (1983) on the southern side of Cabo de
Gata region, some bentonite outcrops occur showing sedimentary features which
are absent in the remaining zones. These features could be explained by
deposition of pyroclastic materials in a shallow and pratically closed sea. The
bentonites in these deposits should show therefore characteristics different from
those found in other sites.
The colour of bentonites is quite variable. In Serrata de N ijar intense hues of
red, green, yellow and also black are present, whereas on the northern part of
Sierra de Gata the bentonites are mainly white or, more rarely, pale green or pale
yellow. On the southern zone of Sierra de Gata, the bentonites have an earthy
appearance with brownish, grayish or greenish yellow shades. This colour
divetsity is caused by a relatively high concentration in elements, such as Ni, Cr,
Co, Mn, etc., which accumulate in bentonites during the alteration process
(Linares et al., 1972b).
The deposits studied cover the whole area of Cabo de Gata region, having
been sampled not only the deposits of industrial interest but also those giving
information about the genetic, chemical or mineralogical characteristics of
bentonites, even though beeing unimportant from the stand -point of economy.
Moreover, the availability of a great number and diversity of deposits and
samples, allowed the completion of a better global as well as comparative study
of bentonites and smectites occurring in this region (Figure 2).

13
NI JAR
..,---
... .....
•LT
' I
0 6 10l•
CABO DE GATA
Figure 2. Bentonite deposits and pits. LT: Los Trancos; PU: Pozo Usero; J: Jayon; V:
Majada de las Vacas; MA-B: La Valentina; VR: Vieja Rambla; ASP: San
Pedro; PM: Palma del Muerto; PC-1: Pecho de Ios Cristos; PC-2: Pecho de Ios
Cristos; CA: Collado del Aire; CC: Cerro Colorado; LA; Los Albacetes; MM:
Morron de Mateo; IN: Isleta del Moro; LB: La Barranquilla; E: Escullos; CG:
Cortijo Gitano; LM: La Marranera; T: Toril; LPN: Loma Pelada; C:
Caliguera; VB: Vela Blanca.
Dashed line: Zone of hydrothermal alterations.

14
MINERALOGY OF THE BENTONITES AND SMECTITES
In Table I the mean values of the mineralogical composition of the 289
samples sutudied are given separately for the three zones can be distinguished in
Cabo de Gata, so as the general means for the region.
As can be seen, the major component is a phyllosilicate, followed by
plagioclase, queartz and calcite. The remaining minerals present percentages not
exceeding 1 %.
TABLE I
MINERALOGICAL COMPOSITION OF BENTONITES
Sierra Gata
Phyl Plag Q z Amph Try M Cal FK
X 89 3 2
-·--·-
Range 70-100 0-8 0-7 0-5 0-5 0-5 0-3 0-15 0-5
Serrata Nijar
X 88 9 2
Range 72-96 1-25 0-5 0-8 0-5 0-3
X 75 8 6 3 2 2 2
South Zone
Range 30-100 0-30 0-40 0-16 0-11 0-20 0-23 0-18 0-14
Region Mean 86 5 3 1 2
Phyl = Phiiiosilicates; Plag = Plagiociase; Q = Quartz;
Z =Zeolite; Amph = Amphibole; Try= Trydimite; M= Mica; Cal =Calcite;
FK = K-Feidspar

15
TABLE II
PHYSICAL PARAMETER OF SMECTITES
Biscaye Index (v/p)
Crystal size (A)
X Range X ·Range
Sierra Gata 0,87 0,44-0,98 69 20-120
Serrata N ijar 0,82 0,64-0,91 24 16-34 .
South Zone 0,83 0,60-0,96 70 34-169
The fine fraction is nearly monomineralic and constituted by smectite. Minor
quantities of illite and an interestratified illite/smectite (disordered liS) are
present in some cases. In other sites, mainly at the South of Sierra de Gata, also
occur mordenite-type zeolites ("Morron de Mateo") with percentages reaching
up to 16%. Also, the illite or interstratified illite/smectite can be relatively
abundant or even a major component, as it is the case for "El Corralete" (South
of Cabo de Gata ligthouse ).
In Table II are shown some physical parameters, such as v /p· or Biscaye's.
crystallinity index ( 1965 ), and crystal size of smectites. The values of the
crystallinity index range from 0,44 to 0,98, although more than 80% of samples
show values below 0,8, which evidences an hydrothermal origin. In samples
containing phillipsite (Escullos y Rambla Mendez) the crystallinity index is
always low, close to the values reported by Biscaye ( 1965) and Huertas et al.,
(1977) for smectites of marine sedimentary origin. The crystal size (Scherrer
index) is very variable, ranging between 16 and 169A, although most samples
(97%) show values under 120A, with a mean value of 69A for the set of samples
from Sierra de Gata and 24A for those from Serrata de N :ijar.
CHEMICAL COMPOSITION OF BENTONITES AND SMECTITES
The average chemical composition ofbentonites for each zone of alteration. is
given in Table Ill. Taking into account these values, it can be stated that the
bentonites from Cabo de Gata r~gion become increasingly richer in Si and Fe
towards the South. At the same time Mg decreases and dehydroxilation water
becomes lower. Therefore it could be thought that the bentonites located in the
southern zone show a lesser degree of alteration, following a North-South
direction.

16
TABLE Ill
CHEMICAL COMPOSITION OF BENTONITES
Sierra de Gata Serrata de N ijar South Zone Total
--------
X Range X Range X Range
------
Si02 59,30 51-69 61,67 53-57 63,48 46-78 60,59
AI203 18,40 13-26 18,95 15-23 18,52 13,23 18,50
Fe203 2,17 0-8 4,47 1-13 4,79 0-10 3,06
Ti02 0,23 0-1,2 0,31 0-05 0,53 0-1,4 0,31
CaO 3,05 0-6 1,80 1-5 2,48 0-19 2,77
MgO 5,33 1-7 3,27 1-6 1,77 0-4 4,23
Na20 2,10 0-4 2,35 1-4 1,52 0-3 1,99
KzO 1,85 0-8 0,78 0-2 1,02 0-4 1,53
C02 1,18 0-5 0,18 0-3 1,04 0-8 1,53
HzO+ 6,79 3-10 6,22 4-9 4-95 2-10 6-27
----
Comparing the zonal mean values with the global mean in can be observed
that the Si-richer bentonites are those from the southern zone, and the poorest
those from the northern one. The AI content is practically constant. Iron content
is very similar in Serrata and Southern zone and shows higher values in the
Northern one. MgO has a general mean value of 4,2 higher than those of the
Southern zone and Serrata and lower than that of the Northern zone (5,83%).
This gradual decrease in Mg content is caused by the presence of illite materials
and a lesser degree of alteration in the South. The remaining oxides are
practically constant as compared with the general mean. Only the H2o+
shows in the Southern zone a value lower than the general mean.
In Table IV are given the mean oxide values corresponding to the chemical
composition of smectites, as well as those for the region average. The values
reported by Weaver and Pollard ( 197 3) for selected smectites from several parts
in the world are also given.
By comparing the zonal values it can be seen that the Si content diminishes
southwards, as in the case for N a. It can be observed also that the smectites from
South zone are richest in Fe, whereas those from the Northern zone have the
lowest iron content within the region. Since the samples from the Nortl_lem
comprise up to 65% of the samples, this value makes the general mean to be low,

~- ---
- ~- ---
17
and lower than that reported by Weaver and Pollard for smectites. On the other
hand, it can be also seen that the smectites of Cabo de Gata are somewhat richer
in Si and poorer in Al, as compared with Weaver and Pollard's data. To point
out also greater Mg content. This is also valid for Na and K, although less
noticeable in these cases.
The trace element content in bentonites depends, essentially, on type of parent
material and alteration degree. Thus, there are very good correlation between
percentage of primary ferromagnesian minerals and heavy element contents (Cr,
Cu, Ni, Mn, etc.). As a general rule, the bentonites very rich in smectite are
correspondingly rich in heavy elements if the parent rock is basic. Even in
bentonites derived from somewhat more basic rocks, the transition cation
contents are sufficient to produce coloured bentonites, with teints of green, blue,
red, brown, black, etc. (Linares et al., 1972b). On the other hand, smectites
retain easily into their structure, or as exchangeable cations, elements such as
Be, Ga, Ba, Pb, etc.; (Linares et al., unplublished results) (Table V).
TABLE IV
CHEMICAL COMPOSITION OF SMECTITES
Sierra de Gata Serrata de. Nijar South Zone Total W-P
X Range X Range X Range
Si02 61,06 53-65 60,16 55-63 58,54 50-66 60,35 59,49
Ah03 19,91 12-25 19,12 13-23 18,52 9-29 19-52 21,93
Fe203 1,16 0-4 5,10 2-11 5,97 2-13 2,78 3,97
Ti02 0,04 0-0,7 0,29 0-0,5 0,28 0-0,8 0,12 0,25
CaO 1,73 1-3 0,77 0-2 1,48 0-0,9 1,56 1,18
M gO 5,65 2-8 5-92 3-7 6,01 2-9 5,77 3,55
Na20 1,73 0,5-3 1,47 0-3 0,87 0,2-1 1,49 0,82
K20 1,00 0-5 0,61 0-1 0,72. 0-3 0,89 0,34
H2o+ 8,11 7-10 6,40 4-8 8,01 5-10 7,89 8,38
W-P =Weaver and Pollard, 1973 ..

18
TABLE V
TRACE ELEMENT CONTENTS IN BENTONITES
Element Range Mean Element Range Mean
--------
Rb 5-100 30 Mn 5-7000
Ba 3-600 110 Cu 2-35 10
Pb 2-100 25 Co nd-15 3
Sr 10-400 150 Ni nd-100 15
Cs 10-50 20 Li 15-100 45
La 5-150 55 V nd-160 10
Th nd-300 120 Cr nd-40 8
Zr 30-300 160 Ga 10-120 25
Sn 1-60 17 B nd-100 37
Mo 1-7 3 Be nd10 5
nd = no detectable
STRUCTURAL FORMULAE OF SMECTITES
-------·---
-----------
The structural formulae of smectites have been calculated following the
Marshall's method (1949). Samples having smectite as unique mineral in the
fine fraction were selected to do this calculation, so that the number of samples
was reduced to 153 in the Northern zone of Sierra de Gata, 31 in Serrata de
Nijar and 20 in the Southern zone.
The mean values of cations in tetrahedral and octahedral layers in each zone,
as well as the general means are given in Table VI.
As regards the tetrahedral substitution it can be observed that the most
aluminous samples are those from Serrata de N ijar, followed by those from
Southern zone with very close values, whereas Northern Sierra de Gata show a
lower content. In order to ascertain the relationship between total AI and Al(IV),
the lineal regression between both parameter was calculated, having been found
a correlation coefficient of 0,674 (P>0,001). From the regression equiation can
be deduced that when the smectite does not present tetrahedral substitution, the
Al(VI) would reach a minimal value of 2,53 ions per unit cell.
The Al(VI) values in the North of Sierra de Gata are higher than the other
zones. There is, also, a good correlation between Al(VI) and total aluminium.
From the obtained regression equation it can be deduced that for an unit cell with
4,2 octahedral cations the maximum value for Al(VI) is 3,59. Thus, the range of
Al(VI) variation ranges from 2,53 to 3,59.

19
TABLE VI
STRUCTURAL FORMULAE OF SMECTITES.
MEAN VALUES
Si(IV) Al(IV) AI (VI) Mg(VI) Fe (VI) x+
Sierra de Gata
Serrata de N ijar
South Zone
X 7,808 0,192 2,963 0,999 1,124 0,942
Range 7,2-8 0-0,8 2,3-3,3 0,3-1,6 0-0,5 0,5-1,2
X 7,682 0,318 2,706 1,059 0,472 0,663
Range 7,4-7,9 0,1-0,6 2,1-3,1 0,6-1,4 0,1-1,2 0,4-1
X 7,741 0.259 2.688 1.042 0,456 0,741
Range 7,4-8 0-0,6 2,2-3,6 0,4-1,6 0,1-0,8 0,4-1,2
TABLE VII
. LOS TRANCOS DEPOSIT. MINERALOGY OF BENTONITES.
SMECTITE PARAMETERS
Crystal Biscaye
Smect Q Plag. Tryd. Calc. Zeol. Biot. Size (A) Index (v/p)
Range
Average
83-100 0-3 0-3 0-5 0-7 0-2 0-1 26-69 0,44-0,95
97,0 1,2 0,6 0,3 0,5 0,3 0,1 49,0 0,81
Smect = Smectite; Q =Quartz; Plag. = Plagioclase; Tryd. = Trydimite;
Calc. = Calcite; Zeol. = Zeolite; Biot. = Biolite.
The Fe (VI) values are very low in the Northern zone of Sierra de Gata, which
implies that the general mean value will be also low. However, the Fe(VI)
content in Serrata and Southern zone is higher. The Mg(VI) values are very
homogeneous throghout the region, with a mean value which is superior to that
reported by Weaver and Pollard (1973) for their samples. The high content in
Mg is a typical feature of the smectites of Cabo de Gata region.
Although the mean values for the total charge (X+) in Cabo de Gata region
are closely similar to those given by Weaver and Pollard, many smectites

20
studied have a greater charge, since, as stated before, the general mean value is
largely conditioned by the smectites of the Northern zone.
GENESIS OF BENTONITES
In Cabo de Gata region, not all the outcrops or subaerial deposits of tuft's,
agglomerates and conglomerates have been altered to bentonite. This observable
fact indicates that a bentonite origin by simple weathering of pyroclastic masses
must be excluded. The absence, practically general, of sedimentary features in
bentonite beds excludes equally a sedimentary origin. On the opposite, most
bentonite deposits are related to presently visible fractures, which points out,
with a strong basis, to an hydrothermal origin.
This hypothesis has been confirmed recently and further precisions upon the
origin of these bentonites have been made (Leone et al., 1983). These authors
concluded from the study of H and 0 stable isotopes that the alteration by
weathering or by the action of sea water or magmatic solutions should be
excluded. The isotopic data are consistent only with an origin by action of
preheated meteoric waters. The water or solution temperature was 40°C in
Serrata de N ijar and about 70°C in Sierra de Gata north.
From the study of soluble and exchangeable cations and anions present in
bentonites it was possible to infer the types ofhydrotermal solutions acting in the
region (Caballero et al., 1985). The recharge source of aquifers should have
been the Sierra Alhamilla and Cabrera located to the North of the bentonite
deposits. These solutions travelled southwards and, once heated, altered the
most porous pyroclastic materials. The composition inferred for the solution
acting in the northern zone of Sierra de Gata is similar to those of solutions in
equilibrium with micaschist, which actually are the chief materials of the
fore mentioned Sierras. The solution chemism is of calcium bicarbonate type.
Along their trayectory towards the South the solutions change progressively by
reaction with the traversed volcanic materials to a sodium chloride type. The
temperatures found by applying to these solutions the Fournier and Truesdel's
( 197 3) geothermometer are concordant with those obtained through the study of
light stable isotopes.
When the composition of hydrothermal solutions are represented in the
Hemley et al 's diagram ( 1971) we found that they fall into the stability field of
montmorillonite.
During the reaction of hydrothermal solutions with volcanic material
bentonite is formed and, at the same time, important quantities of other elements
are eliminated. In order to stablish the matter balance along the alteration

21
process a modified Barth's (1948) calculation was carried out, under the
assumption that aluminium is held constant. The result show that the more acid
is the parent rock the higher is the matter loss. An important fact deduced from
these matter balances is that there is no coincidence between amount of matter
removed (alteration degree) and the percentage of smectite in bentonites.
Ocassionally, the smectite content increases with degree of alteration, but the
smectite can be accompanied by low temperature trydimite and/or zeolites. The
presence of these accesory phases appears to be related to particular
hydrodynamic conditions in the pyroclastic mass being altered. The percentage
of matter loss oscilate between 50 and 10% by weight. From these calculations it
was deduced also that when increasing the acidity of parent rocks the most
important losses are those of Si and K, those of Ca and Fe diminish and
meanwhile there is an input of Mg and OH ions.
The factor having an influence on smectite composition are: The chemical .
composition of parent materials and hydrothermal solutions, the alteration
degree of rocks and, finally, the alteration temperatures (Linares, 1985;
Caballero, 1985).
The hydrothermal solution contributes small quantities of Mg that integrates
as constituent part of the octahedral smectite layers. This element is therefore
essential in the process of smectite formation (Harder, 1972).
The effect of temperature is still little known, since few geothermometrical
data have available until present. Anyway, it appears that there is a trend to
increasing octahedral Mg and total charge, and decreasing octahedral Fe, as
temperature formation of smectite increases.
In order to study quantitatively the effect of parent rock type and alteration
degree a multiple regression analysis was made.
The Si02 of parent rock was assumed as an index of rock type and .!.he
smectite content in bentonite as an index of alteration degree (Linares, 1987).
From the equations obtained can be deduced the following conclusions.
When the acidity of parent rocks increase the resultant smectite shows a
greater tetrahedral and octahedral Al, a lesser quantity of Mg and a lesser total
charge.
During the first stages of alteration, smectites are formed having a greater
tetrahedral substitution and Fe content. On the opposite, the octahedral Al and
Mg and the total charge are lower. Consequently, the early formed smectites
tend towards the beidellite-nontronite series whereas the smectites formed
during advanced alteration stages are to be considered as typical montmorillonites.

22
The initial stages of alteration are mainly controlled by dissolution processes
of pyroxene and amphibole, besides plagioclase, while in the final ones the
chemical environment is influences by feldspar disolution and by a contribution
of hydrothermal solution.
These facts allow to stablish the conditions of formation of smectites in the
region as follows:
Andesite materials are transformed, suffering small losses of matter, to Ferich
beidellite at the initial stages of alteration, and to montmorillonite at the final
ones.
Dacites are transformed, with moderate matter losses, to Fe-rich beidellite at
the initial alteration stages, but to beidellites and montmorillonites when the
degree of alteration increases.
Finally, Fe-rich beidellite, beidellite and montmorillonite are formed from
rhyolites, suffering always important matter losses, when increasing the degree
of alteration. Beidellite is formed event at advanced stages of alteration.
GLOBAL MODEL OF THE BENTONITIZATION PROCES
The geothermal system operating in Cabo de Gata region should have been a
very simple one. Probably the meteoric waters infiltered deeply, taking
advantage of the great regional fracturation. The formed aquifers should displace
themselves following a North-South direction, towards the sea. The solution,
once, heated, penetrated diverse porous tuffs level antering them to bentonite. The
solutions enrichened with products of hydrolysis reactions should either have
reached the surface through fractures forming thermal springs or continued their
way southwards.
It does not seem necessary to postulate an anormal geothermal gradient in the
region, caused by a cooling magmatic chamber. The isotopic data do not offer
any doubt to exclude contamination by magmatic fluids. For the alteration
temperatures found, 40° to 70oC, the depth of aquifers should have been
minimal. Moreover, it must be taken into account the aditional heat input caused
by reactions of hydrothermal alteration (Linares, 1985). Actually the hydrolysis
reactions of plagioclase are exothermal and, besides, the change in the Gibbs
free energy of smectite formation from vitreous materials with feldspatic
composition in negative at the considered temperatures. For this reason it can be
concluded that the formation of smectite takes place in a process that could be
called "self-feeding" or "autocatalized", through which the volcanic tuffs tend to
be completely destroyed (Linares, 1985).

23
The alteration process must beging with an hydratation stage of the vitreous
material resulting in the formation of silanolic groups. Afterwards, during the
devitrification stage the nucleation and growth of smectite crystal takes place.
The latter stage is favoured by the presence of minor electrolite quantities in the
hydrothermal solution, which increase the speed of hydrothermal reactions by
several orders of magnitude (Lofgren, 1970).
It was possiblle to calculate, following the Helgeson's (1970) method, that it is
necessary a time over one million years to form a bentonite deposits of 5.102Tm,
with the concurring aid 3.106 cubic meters of hydrothermal solution.
DESCRIPTION OF THE STOP AT "LOS TRANGOS"
This is the gratest deposit ~n Sierra de Gata (Fig. 3), and is related to two large
fractures in direction N -1 0-E and N -60-E. The altered materials are tuffs and
dacitic agglomerates. Ocassionally a gradual transition between the scarcely
altered parent rock and white coloured very pure bentonite is observed.
-
This deposit was studied following a tridimensional network. The samples
were taken at depths of 0,5 m. Free water found from 5 m to 8 m depth.
1
l
N 70 E
2
I
I
I
Loa 1
Tranco~
I
I
N 60 E N 10 E
Figure 3. Los Trancos deposit. 1: Miocene; 2: Dacitic tuffe and agglomerates; 3:
Polygenic agglomerates; 4: Amphibolic andesites; 5: Amphibolic dacites.

24
Mineralogy
This bentonite deposit is constitued almost exclusively by smectite,
accompanied by minute quantities of quartz and plagioclase, and by traces of
trydimite, calcite and zeolite (Table VII). It is therefore the richest deposit, in the
region of Sierra de Gata.
In Table VII some physical parameter of these smectites are also shown. The
mean value for crystal size ( 49A) is the lowest among all the deposits sampled in
Sierra de Gata, but more than two times that of the deposits of Serrata de Nyar.
As regards the ratio v/p or Biscaye's (1965) crystallinity index, it shows one of
the broadest variance ranges found, although 68% of samples are comprised
between 0,8 and 0,96, being the mean value, 0,81, coincident with the
mode.
Chemical Composition
The chemical composition of bentonites and smectites of this deposit is
summarized in Table VIII.
As can be observed, the chemical composition of bentonites and smectites is
practically the same, which is a consequence of the extremely high percentage of
smectite existing in these bentonites.
When comparing these smectites with those of other deposits in the region it to
be pointed out their high content in Alz03 and HzO+and their low content in
Fez03.

25
TABLE VIII
MEAN CHEMICAL COMPOSITION OF BENTONITES AND
SMECTIT LOS TRANCOS DEPOSIT
Bentonites
Smectitess
Average Range Average Range
Si0 2 57,98 54-61 57,24 53-60
Alz03 23,68 21-26 23,11 20-25
Fez03 1,46 0-3 1,47 0,5-3
M gO 4,86 3-6 4,41 3-6
CaO 1,90 1-8 2,05 1-4
NazO 0,72 0,4-1 1,43 1-1,8
KzO 0,32 0,2-0,5 ·0,36 0,2-1,3
COz 0,28 0-5
H 2 0+ 9,24 4-9,7 9,47 8,1-10
Free SiOz 0,80 0,5-1,3
TABLE IX
LOS TRANCOS DEPOSIT. STRUCTURAL FORMULAE OF
BENTONITES
SilV AIIV AIVI Fe VI MgVI )(TOT :z.VI
Range 7,2-7,9 0,1-0,8 3,0-3,3 0,1-0,3 0,4-1,0 0,7-1,0 3,9-4,2
Average 7,531 0,469 3,178 0,170 0,760 0,896 4,108
Structural formulae of smectites
The variation of diverse components corresponding to the structural formulae
of smectites is shown in Table IX.
The tetrahedral substitution is very high, averaging 0,469 ions per unit cell.
Such a high substituion indicates that smectites in this zone are very rich in
beidellite. The range ofvariation is the broadest one found in Cabo de Gata. The
frecuency distribution is bimodal, with the main mode at low values.

26
The AI (VI) also presents the highest value in the region, but on the contrary as
compared with Al(IV) the range is very narrow and the distribution is quite
uniform. The Fe(VI)values are low, as it is the case inmost bentonite deposits in
Los Trancos zone, and much lower than those of Serrata de N yar and Sierra de
Gata Southern zone. The octahedral Mg presents a bell shaped, nearly to
normal, distribution with a mean value of 0,76 ions per unit cell, which is the
lowest value found among the studied deposits. Aluminium is the main
component in the octahedral layer (77,7%), followed by Magnesium
(18,4%).
The total charges are high and are comprised between the range given by
Weaver and Pollard (1973).
Taking into account the secondary relationship existing between tetrahedral
and octahedral charges is should be emphasized that about a third par of samples
is of beidellite type. The area! distribution of these smectites, located very near
to a fracture, invite to thing in a surgence point or'hydrothermal solutions. Near
the surgence point the high temperature would give rise to beidellite formation.
As alteration proceeds the cooling of solutions, laterally as well as in depth,
originate smectites of montmorillonite type
Cation Exchange Capacity. Extractable cations and anions
In Table X are shown the C .E .C. of smectites and extractable ions of
bentonites.
The mean value for C.E.C. (93 meq./100 g) is the lowest found among the
deposit of Sierra de Gata Northen zone, but somewhat higher than the mean
values for Serrata de Nyar and the Southern zone. The range of variations is
quite wide, although 71% of samples show values between 90 and 103 meq ./100
g.
Mg2+is the most important cation (56 meq./100 g) and is derived probably
from meteoric solutions percolating through "alpujarride" chlorites and micas of
Sierra Alhamilla and Sierra Cabrera, as well as from the metamorphic basement
underlying the volcanic region of Cabo de Gata.
Calcium is the second in abundance among the extractable cations ( 47 meq./
100 g) and must derived from the alteration of parent rocks. Only in some
isolated cases the source could be the infiltration, through small cracks, of water
coming from the weathering of overying limestone rocks.

27
Na+ shows an assimetrical distribution with a mean of 14 meq./200 g, and
finally K+ has a mean value of 0,6 meq./100 g. These are typical cations in
hydrothermal solutions, specially when the rockwalls are altered.
As regard the extractable anions, the most important one is HC03- with a
· valie of 20meq./100 g S04-... Cl- and C03= are also found in lesse quantities (0,5
0,1 and 2,3 meq/100 g respectivelly).
TABLE X
LOS TRANCOS DEPOSITS. EXTRACTABLE IONS, C.E.C. AND pH
Ca2+ Mg2+ Na+ K+ Cl- S04' C03 HC0 3 C.E.C. pH
Range 25-77 43-67 7-36 0-1 0-1,6 0,2-1,8 0-21 8-100 86-115 7-8,8
Average 36,72 55,60 13-76 0,60 0,15 0,49 2,25 20,26 97 7,4
From all the above facts it can be concluded that Los Trancos is a typical
deposit of hydrothermal origin. The parent rock should have been a rhyolithic
one. Smectite is the major component (97%), minor quantities of quartz and
plagioclase also appear as residual minerals. Other neoformed components are
disordered trydimite and zeolite. The smecite belong to the montmorillonite...:
beidellite series. The extractable cations and anions are, in decreasing order,
Mg2+, Ca2+, Na+, K+ and HC03, C03> S04 and CF.

28
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A SURVEY OF SOME OF THE SOILS
PRESENT IN THE,ALPUJARRAS AND
MEDITERRANEAN COAST
(GRANADA-ALMERIA, SE SPAIN)
J. Aguilar Ruiz 1, M. Simon Torres 1
and
M. Ortega Huertas 2
EXCURSION B
1 Dpt. Agricultural Chemistry and Pedology. University of Granada
(Spain)
2 Dpt. Mineralogy and Petrology. University of Granada (Spain).
Andalusian Institute of Mediterranean Geology. University of Granada
(Spain) - C.S.I.C.

35
I. GENERAL LOCATION
MEDITERRANEAN
SEA
0 20 KM
Figure
1. The geographic location of the profiles.
1: Stotp 1
2: Stop 2
3: Stop 3
4: Stop 4
5: Stop 5
6: Stop 6

36
Il. STOP 1. RED PALEOSOILS
There are several reasons for this stop: firstly to point out the red paleosoils,
probably the only ones to exist in the Betic Cordillera (Ortega Huertas, 1978;
Ortega Huertas e Aguilar Ruiz, 1980) and then to comment upon certain aspects
of their macromorphology, mineralogy, genesis and overall geological
significance.
They crop out the side of the Bailen to Motril road (N-323) at 30 km. from
Granada and also in the barranco 1 of the Rio Torrente (Topographic map 1041 ,
Dtircal, 1 :50.000).
Geologically they are situated in the Granada basin (Fig. 2), one of the
internal basins of the Betic Cordillera.
§4
~5
* 6
MALAGA
MOTRIL
Figure 2. Geological location of the profiles (Structural scheme of Aldaya and Garcia
Duefias, 1973).
1: Postorogenic materials 4: Alpujarride Complex
2: Subbetic Zone 5: Nevado Filabride Complex
3: Malaguide Complex 6: Location of the profiles
1 A steep-sided, often dry river bed, subject to flash flooding.

37
11.1. General characteristics. Five levels of paleosoils can be seen,
intercalated in a Messinian-lowermost Pliocene lithological sequence, which are
fundamentally made up of metamorphic conglomerates and sandy and marly
levels ("Block Formation", Von Drasche, 1878, "Formation du Torrente",
Lhenaff, 1965 or "Formacion de Pinos Genii", Gonzalez Donoso, 1967).
As far as the climatic conditions of the area are concerned, there is a dry
period lasting from June to August and a wettish winter season from November
to Februay. The average annual rainfall is 452 mm and the average temperature
15o C.
II.2. Macromorphology. The most notable features of Paleosoil 1 are
compiled in Table I
TABLE I.
MACROMORPHOLOGY
Horizon
Colour
Texture Structure Fragmental rocks Carbonates
All ----
A12 5YR41 6
B21t 2,5YR31 6
B22t 2,5YRI 6
B23t 2,5YR31 6
B31Ca 2,5YR31 6
B32Ca 2,5YR41 8
CC a 5YR41 6
si
I
csl
csl
csl
csl
si
si
CS
m
sb
sb
sb
sb
sb
sb
+ ++
+ ++
+ ++
++ +
++ +
+++ ++++
+++ ++++
+++ ++++
si: sandy loam
1: Loamy
csl: clay sandy loam
cs: crumb strong .
m: masive
sb: subangular blocks
+:scarce
++: frequent
+++: aboundant
++++:very aboundant
11.3. Some analytical data. The data referring to the mechanical analysis,
pH, conductivity and percentages of organic material and Fe203 are all included
in Table 11.

38
TABLE 11.
ANALYTICAL DATA
% pH %
Horizon sand silt clay H20 KCI E.C. OM. Fe203
Al2 47 42 11 8,2 7,6 0,26
B21t 53 24 23 8,3 7,6 0,27 0,63 3,47
B22t 54 24 23 8,3 7,6 0,34 0,33 4,00
B23t 57 16 27 8,2 7,6 0,34 0,27 4,19
B31Ca 57 16 27 8,1 7,4 0.35 0,20 4,15
B32Ca 57 24 19 8,2 7,4 0,30 0,12 3,44
IICb1 70 25 5 7,9 7,8 0,20 0,16 2,10
IIIB2tb2 43 36 21 7,7 7,4 2,22 0,50 5,43
IIIB3ltb2 49 34 17 7,6 7,4 2,34 0,28 5,07
IIIB32Cab2 53 30 17 8,2 7,5 0,53 0,26 4,30
IIIB33b2 76 8 16 8,4 7,7 0,55 0,28 3,69
IVAlb3 58 27 15 8,4 7,5 0,35 1,14
IVB21tb3 60 19 21 8,2 7,5 0,65 0,44 2,96
ICB22tb3 50 24 26 8,0 7,5 1,50 0,29 4,77
VIAlb4 66 22 12 8,4 7,7 0,32 1,14 2,78
VIB2tb4 55 18 27 8,2 7,4 0,21 0,64 3,91
VIIB2tb5 55 29 25 8,0 7,3 0,65 1,26 3,89
VIIB3tb5 70 14 16 8,2 7,4 0,75 0,24 4,05
E.C.: electric conductivity
O.M.: organic matter.

39
II.4. Micromorphology
TABLE Ill
MICROMORPHOLOGY OF THE RED PALEOSOILS
Horizon Skeleton Plasma Clay skin Texture Illuvitation
% % %
A12 56,Q+C 5 0,1 org gr/agg,in scarce
B21t 32,Q+C 20 2 arg por in scarce
B22t 22,Q+mr 46 3,5 fa por mos strong
B23t 38,Q+C+mr 28 2 fa ma int/por mos medium
B31Ca 45,Q+C 18 1,5 fa int/por mos/cr medium
B32Ca 59,Q+C 6 4 fa agg mos/cr scarce
IICb1 80,Q+C 5 · 0,1 ma int/cr absent
IIIB2tb2 30,Q+mr 45 1 fa por mos/v-om very strong
IIIB31tb2 35,Q+mr 40 arg fa ma por/v very strong
IIIB33b2 40,Q+mr 35 arg fa si/in/er scarce
IVA1b3 50,Q+mr 25 0,01 arg ma in/si absent
IVB21tb3 28,Q+mr 46 4 fa por/mos very strong
VIA1b4 50,Q+mr 25 : 0,01 arg ma in/si absent
VIB2tb4 30,Q+mr 43 3 arg fa por/mos strong
VIIB2tb5 43,Q+mr 27 2 arg fa por/in medium
VIIIB3tb5 41,Q+mr 30 3 arg fa por/mos strong
Q: quartz C: carbonates mr: metamorphic rocks
gr: granular in: insepic por: porphyroskelic
mos: mosepic int: intertextic er: crystic
v: vosmosepic om: ommisepic si: silasepic
org: organic arg: argilan fa: ferri argilan
ma: "min" argihin agg: agglomeroplasmic
11.5. Mineralogy. As mentioned before the paleosoils are intercalated within
a lithological sequence made up of conglomerates, sands and marls. The
qualitative and quantitative mineralogical composition. of the various paleosoil
horizons and also of the parent rock levels are shown graphically in Fig, 3.

40
TOTAL
(2)J
A 12
a 21t
822t
823t
PS-I
PS - i
c ea
DCb1
PS- 2
PS-3
IUB21b2~
IU B31tb2
ID B32Cab
IU 833 b2
~
EH
PS· 2
. o. :· o:·
:·. 0.
~a-:
'ci...
I
. -:9. ~
6'
l :.op:
0. 0
._·q:
PS- 4
PS- B
NA1b31§
IlZB2llb3
'Dl'B22tb3
'l!lAI b 4
'\liB2tb4
li]B21bB
'iZIJ 83tb 15
IF[ _j
lllllllllll,
~
~
•
E ~
PS-3
PS -4
PS-~
l::,:.j I )!tv~ 2
~· f'

41
The mineralogical composition (%) of the various parent-rocks levels are as
follow:
Level IIR.
Level IVR2.
Level VR3.
calcite ( 15 ), quartz ( 49), clay minerals ( 46).
Fraction < 2 pm: illite (56), chlorite (10), kaolinite (trace),
smectite (30), paragonite (< 5).
calcite ( 16), quartz (39), clay minerals ( 45):
Fraction < 2 ,u.m: illite (58), chlorite (21), kaolinite (trace),
smectite (31 ), paragonite (; 5).
calcite (21), quartz (23), dolomite (12), clay minerals (44).
Fraction < 2 ,u.m: illite (55), chlorite (15), kaolinite (5),
smectite (20), paragonite ( < 5).
Level VIR4. calcite (< 5), quartz (12), dolomite (< 5), clay minerals
(82).
Fraction < 2 ,u.m: illite (43), chlorite (16), kaolinite (9),
smectite (25), paragonite (7).
Level VIIRS. calcite (10), quartz (34), clay minerals (56).
Fraction < 2 ,u.m: illite ( 48), chlorite ( 12), kaolinite (9),
smectite (25), paragonite (6).
Level VIIIR6. calcite (6), quartz (46), clay minerals (48).
Fraction < 2 ,u.m: .illite (38), chlorite (15), kaolinite (8), ·
smectite (35), parag(:mite ( < 5).
11 .. 6. Classification and genesis of the paleosoils. The paleosoils have been
classified (Qrtega Huertas e Aguilar Ruiz, 1980) from top to bottom as: calcic
Rhodoxeralf (paleosoils 1 and 2), haplic Palexeralf (paleosoil 3), entic
Rhodoxeralf (paleosoil 4) and Palexeralf or Haploxeralf (paleosoil 5).
As far as their origin is concerned, all the paleosoils share aspects in common.
The initial genetic process was the decarbonation of the profile (whatever the
parent rock), although this decarbonation is not essential for the illuviation
process to take place (Wieder and Yaalon, 1978), as can be seen, for example, in
pal eo soil 1, where illuvitation has occurred through carbonate materials. In
other profiles, however, the opposite is seen to have happened. In both cases
rubefaction occurred subsequently. There then followed a stage when a B
textural horizon was formed, either evolving from a B structural horizon or
deriving directly from the carbonated parent rock. Whatever the origin, this
involved the formation of horizons of accumulations of calcium carbonate, the
alteration of the primitive minerals and the genesis of clay minerals, the nature of
which depended upon the original materials. The products liberated by

42
hydrolosis must have been scarcely eliminated, thus producing an accumulation
of clay minerals and ferrous and aluminium oxides.
Finally it is worth pointing out that these paleosoils may be considered as
being monocyclic due to the fact that the processes of decarbonation and
illuvitation probably occurred simultaneously.
Ill. STOP 2. MOTRIL-SALOBRENA AREA
- Classification: calcaric Fluvisol
- Location: Alluvial Plain. (Figure 4)
-Topographic Map: 1055, E 1:50.000
- Altitude: 8 m.
- Parent rocks: sands, stones.
TABLEIV.MACROMORPHOLOGY
Horizon Colour Texture Structure Porosity Carbonates
Apl SY 4/2 Is ab ++ ++
Ap2 SY 4/2 Is ab ++ ++
Clg SY 4/2 red Is a + ++
C2g SY 4/2 red Is a + ++
C3g SY 4/2 red Is a + ++
C4g SY 4/2 red s sg ++ ++
Is: loam sandy ab: angular blocks+: scarce
s: sandy a: agglomerate ++: frequent
sg: single grain

c•o~~
1 2 3 ' !i
!fim]ffiiiiiiil][]Ei33~
& 1 a g 10
!IJ]]B~~~
11 12 13 1' 15
•
I
MEDITERRANEAN
SEA
;;--1 2 31
km
-----·
Figure 4: Location of the profile (LUCDEME Project: Map of the soils, n° 1055).
I
1: Litosols, litosolic Regosol
2: Litosols, calcaric Regosols
3: calcaric Fluvisols
4: litosolic Regosols
5: calcaric Regosols
6: calcaric Regosols, eutric Regosols
7: calcaric Regosols
8: calcaric Regosols
9: calcaric Regosols
10: eutric Regosol
11: eutric Regosols
12: calcic Cambisols, calcaric Regosols
13: calcic Cambisols, calcaric Regosols
14: calcic Cambisols, calcic Luvisols, calcaric Regosols
15: chromic Cambisols, eutric Cambisols
~
w

44
TABLE V
TEXTURAL ANALYSIS
sands (%) silt (%)
Horizon VC c m f vf c f clay unified CaC03(eq)
(%) (%) (%)
Ap1 1,4 2,1 1,9 10,3 25,1 25,1 22,4 11,7 73,0 13,4
Ap2 2,7 2,9 2,4 11,6 25,5 16,2 26,6 12,0 69,5 13,2
C1g 0,7 1,5 1,5 11,8 29,7 22,9 23,4 8'5 73,7 13,1
C2g 1,1 1,7 1,7 10,6 22,4 20,9 28,6 12,9 74,9 13,0
C3g 0,2 0,4 0,6 10,8 36,3 31,3 15,6 4,7 71,2 11,7
C4g 0,0 2,0 7,3 53,4 23,3 7,6 3,3 3,1 24,5 9,1
vc: very coarse c: coarse m: medium f: fine vf: very fine
TABLE VI
ANALYTICAL DATA
Cation exchange capacity
Horizon C/N Ca2+ Mg2+ Na + K+ T V(%)
Ap1 9,4 sat. 13,00 0,80 0,12 7,0 100
Ap2 8,8 sat. 12,00 1,37 0,04 7,0 100
C1g 7,8 sat. 5,67 0,25 0,02 5,0 100
C2g 2,8 sat. 8,33 0,96 0,03 6,1 100
C3g sat. 4,17 0,23 0,02 3,1 100
C4g sat. 2,33 0,13 0,01 2,0 100
pH Moisture (%)
----- ------
H20 KC! 1/3 at. 15 at.
8,4 8,0 25,94 7,91
8,5 8,0 24,22 6,83
8,1 7,7 27,05 9,99
8,2 7,8 19,61 8,43
8,0 7,7 30,04 24,91
8,4 7,9 29,26 13,98
sat: saturated
IV. STOP 3. ADRA AREA
- Classification: albic Arenosol
- Location: Figure 5
-Topographic Map: no 1057, E. 1:50.000
-Altitude: 40 m.
-Parent rocks: calcaric sands

MEDITERRANEAN
SEA
0
·~
km
1: Lithosols, litosolic Regosols
2: Lithosols, litosolic Regosols
3: Lithosols, litosolic Regosols
4: litosolic Regosols
5: calcaric Regosols
6: calcaric Regosols
7: calcaric Regosols, litosolic Regosols
8: calcaric Regosols
9: calcaric Regosols, Iitosolic Regosols
10: eutric Regosols
11 : albic Arenosols
12: calcaric Fluvisols
13: calcic Cambisols
14: calcic Cambisols, calcaric Regoso
.j:>.
VI
B~BDm~bd
1 2 3 4 s 6 7
~~[[][Z][]~·
8 9 10 11 12 14 15
Figure 5. Location of the profile (LUCDEME Project: Map of the soils, no 1057).

46
TABLA VII
MACROMORPHOLOGY
Horizon Colour Texture Structure Carbonates
A 5YR3/3 sand loamy crumb scarce
c 5YR4/6 sand loamy granular frequent
IIBw sand loamy angular blocks aboundant
ne sand loamy granular aboundant
IIIBw sand clay loamy subangular blocks aboundant
V. STOP 4,5 and 6. THE SOILS DEVELOPED ON NEOGENE AND
QUATERNARY SEDIMENT IN THE FONDON-CADIAR SECTOR
(Granada-Almeria)
0 m. ~000
Figure
6. Location of the profiles

47
Overall genetic scheme
The diversity of soils that have developed in this sector depends primarily
upon the varying characteristics of the materials on which they have formed and
secondly upon the intensity of the local erosion conditions, which cause the
marked regressive evolution taking place in these soils at the present time.
Erosion is the reason -why soils showing any great extent of development are very
scarce, only existing as isolated patches scattered throughout the area where for
one reason or another the process of erosion has been less intense.
The glacis of Laujar de Andarax is one of the most representative of such
patches, belon~ing to a wetter climate than that of the present day.
The most important parent materials present in this sector are: marls, sandy
marls, silts, sandstone and conglometares, all belonging to the upper Miocene.
Above these are Pliocene-Quatemary conglomerates and finally the glacis and
flu via tile terraces of the Quaternary.
A) The soils on the marls, sandy marls, silts and sandstones are considerably
eroded. They have an AC type horizon sequence, which, because of the carbonate
character of these materials, corresponds to the general category of calcaric
Regosol. On occasions these soils have accumulations of secondary CaCO 3
contained within the C horizon and sometimes the profile contains an alteration
horizon (Bw) of a browner hue than the underlying C horizon. These features
appear to indicate that the calcic Cambisols may have been formed by a process
of decarbonation followed by one of alteration. Afther this, for various reasons,
such as climatic changes and the disappearance of vegetable cover, the rate or
erosion increased and the development of the soils was consequently stunted
(Fig; 7)
si GAOOR
-N-
CHROMICS LUVISOL CALCIC 5
CAMBISOL
Ramble
de Bonaya
Figure 7. Scheme of the evolution of some. of the soils

48
With soils 2 and 3 (Fig. 7), once the Bw alteration horizon or the C horizon was
exposed, and Ah accumulation horizon developed. Today soils 3 is the most
extensively found in the sector being studied, while soil 2 is rare. Type I no
longer exists.
B The soils developed on the conglomerates show the same erosion and
subsequent stunting pattern as the previous ones.
In some cases they are calcaric (Tortonian red conglomerates) and in other
they are eutric (Pliocene-Quatemary carbonates); both types have A-C
horizons. Despite the heavy erosion in the upper part of horizon C it is common
to find rocky fragments of conglomerate covered in a red film of clay, bearing
witness to an ancient illuviation process. In the Tortonian carbonate
conglomerates, instead of this patina there appear reddish-brown nodules, rich in
clay with a high sliken-side content, suggesting an ancient argillic horizon,
partially alterated by a modem pedogenetic process.
In this way, in both types of conglomerate, an illuviation process was the
prime factor in the formation of Luvisols and the presentday morphology of the
soils has been conditioned by a later erosion process, as shown in Fig. 8.
·.: ..... : : ..· ·..·.··. :.·..:
Ah 0:0000:0-: ."0 0:'_:: .:0 0 : 0
c
-- -- ----'
1--- - --
' ----
c -- --
CALCIC CAMBISOL
CALCIC CAMBISOL
CALCARIC R EGOSOL
2
CALCARIC REGOSOL
3
Figure 8. A scheme of the evolution of some of the soils

49
Profiles 3 and 4 are those most extensively found in this zone: type 3 is
characteristic of the eutric Regosols deriving from the Pliocene-Quatemary
conglomerates and type 4 of calcaric Regosols from the Tortonian conglomerates.
Profile 2 is fairly rare and type 1, as in the first soils described, is no longer
extant.
C) The Quaternary glacis andfluviatile terraces represent the oldest surfaces
in this area, and thus the more evolved soils are more widely represented. The
glacis ofLaujar de Andarax is where the widest extent of these soils is to be found
and here it is possible to see clearly the relationship between· the age and
distribution of the soils (Fig. 9).
Ah ·:::-:;;:-:::·;.;·.:-:\'.::::··,\:'·
E
Bt
c
CHROMIC LUVISOL
CHROMIC LUVISOL
2
EUTRIC REGOSOL
Figure
9. Scheme of the distribution of soils of the glacis of Laujar de Andarax
The original surface of the glacis is one of chromic Luvisols with the Bt argillic
horizon thickening in the lower part of the glacis due to the fact that it receives
lateral drainag from the higher land in the glacis and that cultivation favours
downhill erosion.
At a later date the Rambla de Bonaya cut transversely across the glacis,
bringing with it new carbonate materials, which, under the influence of a dryer
climate than that which had brought about the Luvisols, evolved much more
slowly, forming a slightly decarbonated Bw alteration horizon, much more
markedly developed that the C horizon, and browner in colour. Close to the
Rambla the deposits are younger and therefore more homogeneous, having no Bw
hm;izon. These soils are classified as calcaric Regosols or as Fluvisols.
------ ·------~--~--------·--------

50
The dynamic and distribution of the soils belonging to the fluviatile terraces
are similar to those of the glacis and the type of soil found is closely related to the
age of the terrace involved (Fig. 1 0).
CHROMIC
LUVISOL
Figure 10: Scheme of distribution of the soils the terraces
The chromic Luvisols are only preserved on the oldest of the terraces, where
illuvitation processes took place under the influence of much wetter climatic
conditions than modern ones. The surfaces of the terraces which today are
occupied by calcic Cambisols were formed at a later date in a dryer climatic
regime, which impeded the development of illuviation horizons. Under these
conditions the soil was affected by a weathering process, giving rise to a Bw
horizon. In the youngest terraces, terrace 3 (Fig. 1 0), the weathering has had
much less effect and no clear Bw horizon has had time to develop and the soil is
classified as a Regosol. Tb ·present-day fluviatile surfaces are characterised by
their heterogeneous vertical texture without diagnostic horizons and are
classified as Fluvisol.

51
It must be pointed out that the scheme shown in Fig. 10 is idealised to some
extent as it is quite common to find that one of the evolutionary stages is missing,
due to its having been lost or even in some cases its never having
developed.
STOP 4. View of calcic Cambisol and calcaric Regosol, both developed on
marls (P-1043-1).
Mineralogical data in Fig. 11.
TOTAL
0 % 100
@\\\\1
0
I I

52
View of soils developed on terraces: chromic Luvisols (P-1 043-1 0).
Mineralogical data in Fig. 11.
STOP 5. Soils developed on conglomerates: chromic Luvisols and eutric and
calcaric Regosols (P-1043-2 and P-1043-7).
Mineralogical data in Fig. 12.
TOTAL
0 % lOO
@M\\\'1
liE!\ \ \ \11 :==J
11/4\\\\1 =-oJ
0

53
STOP 6. Soils developed on glacis: chromic Luvisols, calcic Cambisols and
calcatric Regosols (P-1043-8 and P-1043-9).
Mineralogical data in Fig. 13.
TOTAL (2)1
0 ·~ 100
"'"""K ..-\"""\""""\-.W...,.;r---__,,
0 % 100
- 1'----'-_.__,___,_1__,_1 -'-'-'1:; ::=·:.':"1 L.WIIIIL.WIII
1\\\~ 1 n:.:1111111
K\\\ \11
P-1043-8
t\\\\11 I b/11111111
K\\'11
W·>/.1111111
SILTS, SANDS AND CONGLOMERATES
·'
W/;n\\\11
f-:J/IIIt¥1
111///ltl\\"1 f;LIIII@I P-1043-9 ·,
Wth\\'1 I I [i/:JIIIIOO
SILTS, SANDS AND CONGLOMERATES
m I §2 Q 3 ..
4
D
5
.ITJJs j::}·;~:,:.j 7 []][[ll]J 8 11111 9 ~ 10
Figure 13. Mineralogical data (P-1043-8 and P-1043-9) (Aguilar et al., 1985) (Legend
as Figure 11 ).

54
REFERENCES
Aguilar, J.; Maralies, A.; Ortega Huertas, M. y Simon, M. (1985). Los suelos
desarrollados sobre sedimentos y cuaternarios en el sector de BeJja (Provincias de
Almeria y Granada). Boletin de la Sociedad Espafiola de Mineralogia, 8, 319-
333.
Aldaya, F. y Garcia Duenas, V. (1973). Mapa geol6gico de Espafia. Hoja no 83.
Gonzalez Donoso, J. M. ( 1967). Estudio de la Depresi6n de Granada. Tesis Doctoral.
Universidad de Granada, 235 pags.
Lhenaff, R. (1965). Neotectonique quatemaire sur le bord occidental de la Sierra
Nevada, Province de Granada, Espagne. Rev. Geogr. Phys. Geol. Dyn. 2-VII, fasc. 3,
205-207.
Lucdeme (1986). Proyecto "Lucha contra la desertificaci6n del Meditemineo". Mapas
de Suelos n° 1055 (Motril) y 1057 (Adra). ICONA.
Ortega Huertas, M. (1978). Mineralogia de la Block Formation. Depresi6n de
Granada. Tesis Doctoral. Universidad de Granada. 498 pags.
Ortega Huertas, M. e Aguilar Ruiz, J. (1980). Sulla presenza di paleosuoli rossi nella
Depressione spagnola di Granada. Ac. Se. Fis. e Mat. Soc. Naz. di Se., Lett. e Arti in
Napoli. IV, XLVII, 61-82.
V on Dasche, R. (1878). Geologische Skieze des Hochgerbirgsteiles der Sierra Nevada in
Spanien. Bot. Corn. Mapa Geol6gico de Espafia, VI, 353-388.
Wieder, M. and Yaalon, D. H. ( 1978). Grain cutans resulting from clay illuvitation in
calcareous soil materials. Soil Microscopy, 1.133-1.158.

KAOLIN DEPOSIT AT POVEDA DE LA SIERRA
(GUADALAJARA)
AND
PROCESSING PLANT OF CAOBAR, S.A.
Mg-CLAY MINERALS DEPOSITS (SEPIOLITE,
PALYGORSKITE, BENTONITE) OF
THE TAJO BASIN (MADRID-TOLEDO)
S. Leguey 1 and M. Doval2
EXCURSIONC
1 Dpt. Geology. Universidad Aut6noma de Madrid. Spain.
2 Dpt. Crystallography and Mineralogy. Universidad Complutense de
Madrid. Spain.

57
INTRODUCTION
Trip C is to look at materials belonging to the central zone of the
Iberian Peninsula, where three units can be distinguished.
a) The Central System is made up of various blocks of igneous rocks
and palaeozoic materials, separated by faults. The igneous rocks are very
varied, although the most frequently found are coarse-grained granites,
granodiorites and adamellites.
The palaeozoic materials are more abundant in the eastern part of the
Cordillera. They have been affected by plurifacial and polyphasic
metamorphism related to the Hercinian orogeny. The intensity of
metamorphism varies from place to place and the materials range from
epimetamorphic to high -grade metamorphic.
b) Mesozoic materials belonging to the Iperian Cordillera, including
the kaolin-bearing sands of the Utrillas facies, which are mined
commercially by the CAOBAR company at Poveda de la Sierra.
c) Tertiary materials infilling the Tajo basin, including the Mg-clay
sediments (bentonite and sepiolite) to be found at various sites between
Toledo and Madrid, which will take up the second day of the
excursion.
GENERAL INTRODUCTION
'The Tajo basin is a Tertiary depression in the middle of the Iberian
Peninsular, bounded by three mountain ranges: la Cordillera Iberica to
the East, el Sistema Central to the North and Los Montes de Toledo to
the South (Fig. 1 ).
The nucleus of the Cordillera Iberica, created during the Alpine
Orogeny, is made up of Precambrian and Paleozoic materials but they
crop out rarely. The cover is a succession of Mesozoic and Paleogene
rocks that folded during the Tertiary, showing no evidence of

58
metamorphism nor magmatic activity. The Me so zoic succession
includes Germanic facies in the Triassic, detrital at the base, calcareousdolomitic
in the middle and clayey-evaporitic at the top. The Jurassic is
represented by a thick succession of marine facies, marls and limestones,
containing abundant cephalopods. The materials of the bottom half the
Cretaceous are continental, detrital whilst the top half includes
calcareous-dolomitic marine facies. The Paleogene facies are continental
in character, being made up of evaporites, marls and limestones. In
general, the top of the Paleogene in the Cordillera Iberica is marked by an
angular discordancy upon which lie the post-orogenic, detrital Miocene
facies.
El Sistema Central and Los Montes de Toledo form part of the
Hesperic Massif, which is made up of the Precambrian and Paleozoic
rocks that characterise the western part of the Iberian Peninsular. Both of
these mountain ranges contain igneous and metamorphic rocks. The
igneous rocks are represented fundamentally by biotitic granites, two
mica granites, granodiorites and adamellites. Small outcrops of basic
rocks, tonalites and quarzodiorites are also to be found.
The metamorphic rocks are to be found more commonly in the central
and eastern parts of these two ranges and they are very variable in
character, ranging from orthogneisses to epimetamorphic or nonmetamorphised
materials belonging to the lower-Paleozoic. The metamorphism
which affected these materials was related to the Hercynian
Orogeny and is plurifacial. Two primary deformational phases, related to
regional Hercynian metamorphism, were followed by a third postmetamorphic
one, and then others of lesser intensity. The resulting
macrostructure of both these units is thus very complex indeed.

59
EXCURSION NQ 1
THE KAOLIN-BEARING FORMATION IN THE CORDILLERA
IBERICA
I. INTRODUCTION
Sedimentary kaolin deposits are widely found in Spain and the most important
are the Cretaceous formations in the Cordillera Iberica. There are two
potentially kaoliniferous, continental episodes within this mountain range: the
Wealden and the Utrilla facies.
The origin of the Cordillera Iberica is related to a shallow trough which joined
the Pyrenean and Be tic geosyclines during Mesozoic. The marine and
continental materials deposited there during the Triassic and Jurassic are some
1.300 m. thick.
Towards the end of the Jurassic and the beginning of the Cretaceous the
eroded blocks marking the edges of this trough were pushed upwards and the
sandstones and conglomerates of the W ealden facies began to be deposited in
varying thicknesses and unconformably upon materials of several different ages,
including at times directly onto the Triassic. The depositional environment was
typical of a non-marine fluviatile delta.
During the Albian, the movements produced by the Asturian orogeny widened
the area of sedimentation, giving rise to the deposition of kaolin-bearing sands
over extensive marginal areas of the Castillian massif. The characteristics of the
sands, the Utrillas facies, and the process of their development is similar to that
of the W ealden facies.
Above the Albian deposits are marine limestones from the upper-Cretaceous.
The folding of the Iberian basin began during the Paleogene, with the Castillian
and Aragonese Massifs sinking in comparison to the Iberian basin, thus forming
the Tertiary depressions of the rivers Ebro, Duero and Tajo (Fig. 1 ).

TERTIARY
~ UPPER LIMESTONE
~ .
Ill
~
mnLuuu
D
ARKOSES
GREENISH CLAYS, LIMESTONES
AND BIOTITIC SANDS
GYPSUM
RED CLAYS
UNDIFFERENTIATED
MESOZOIC
~ LIMESTONES, SANDS
m
PREC- PALAEOZOIC
SCHISTS, GNEISSES
IGNEOUS ROCKS
+ + +
"'"++++I GRANITE
+ t t ++
1:
0\
0
Figure 1. Geological scheme of the Tajo Basin.

1_1_
61
II. THE UTRILLAS FACIES
These middle-Cretaceous, continental facies are made up of alternating layers
of sands brightly-coloured silty clays, varying between 50 m and 700 m in
thickness and situated between the limestone deposits corresponding to the
Aptian and Cenomanian marine transgressions. Lithologically they are yery
similar to the Wealden facies and this makes is somewhat difficult to distinguish
between the two where the Aptian carbonate intercalation is absent.
Nevertheless, certain differentiating characteristics do exist that justify their
stratigraphic separation:
- The sandy layers are thicker in the Utrillas facies than in the
Wealden.
-The flat-pebbles are found less frequently in the Utrillas facies, where the
. carbonaceous beds are substantial enough at times to be commercially
quarried.
-The kaolin content of the Utrillas sands is notably higher than that of the
Wealden and the crystalisation of the mineral is more ordered with a larger
particle size. These differences may be put down to a greater maturity in the
reliefs which gave rise to the Utrillas sediments.
The sand beds interfinger with silts and greyish clays and sometimes with
gypsum and ferrouginous concretions.
Ill. THE KAOLIN -BEARING FORMATIO~S
In the Cordillera Iberica kaolin is to be found sandstone and arkosic sandstone
formations of varying thicknesses. Although the fundamental process in the
genesis of these deposits is one of inheritance, the diminution in the quantity of
feldspars towards the top of the sequences, accompanied by an increase in the
kaolinite content also points to a possible post-sedimentary neoformation of
kaolinite (Galan et al., 1977).
IV. THE DEPOSITS AT POVEDA DE LA SIERRA
The area in question lies some 250 k to the northwest of Madrid; it includes
around 10.000 H and the mining rights belong to Caobar, S .A. Mining at present
is going on within the sector known as "Maria Jose", 1 k to the south of the
village of Poveda de la Sierra (Fig. 2).

62
UPPER CRETACEOUS
•
ALBIAN
D
BARREMIAN
0
JURASSIC
~
THRUST ...............
FAULT """-'--'-
ANTICLINE
tt
Figure 2. Geological scheme of the area of the Poveda de la Sierra.
Here the ·sands and clays the Albian range from between 50 m to 150 m in
thickness and are covered by 60 m of Cenomanian limestone. At the base Qf
these. sands and clays are Wealden silts and clays, which in turn lie upon J urassic
limestiones (Fig. 3). The assemblage dips between 10°-30° E and the tectonics
are relatively simple. The Albian is composed lithologically of sandy levels
containing multicoloured pebbles intercalated with silts, clay and occasionally
!ignites. The pebles are rounded, generally less than 300 mm in size, and are
composed of milky quartz or quartzite from the lower-Paleozoic.
Within the sequence are beds of white kaoliniferous sands, made up of some
80% quartz and 20% kaolinite, with much smaller quantities of feldspars and
micas. The maximun thickness of any one of the kaoliniferous beds is from 70 m
-80 m.
Studies carried out to ascertain the quantities of kaolin obtainable result
infigures of 352.000Tm ofkaolin reserves of coating quality and another 33.400
Tm of probable and possible reserves. The reserves of kaoliniferous sands as a
whole come to more than 8.000.000 Tm.

63
The mineralogical data corresponding to samples from this deposit, studied by
Galan (1973-75), can be seen in Table I. The kaolinite is in general wellordered,
clase to the polytipe T; Hincley's index is above 1. The DTA curves
show a sharp endothermic effect at temperatures close to 5 80° C and have a
slope close to 1,6.
LIMESTONES (UPPER CRETACEOUS)
SANDS/ MARLS
KAOLINITIC SANDS (V.C>66.0)
KAOLINITIC SANDS (V.C

64
mesh sieve, refining them to less than 20 J.Lm. The residue was remorked and
resieved to this size. The characteristics of these samples are shown in
Table Ill.
TABLE 11
CAOBAR, S.A.
Bulk-sample
Size particles
300 mesh
15 mesh
10 mesh
5 mesh
2 mesh
78,40%
83,60%
17,60%
11,70%
8,90%
TABLE Ill
GENERAL CHARACTERISTICS (85 mesh and 20 mesh)
Iso Brightness
Abrassion Vailey
Fraction

---------------------~-----·--
65
TABLE IV
Size particle
10 p,m
2 p,m
Iso Brightness (without treatment)
Iso Brightness (after bleaching)
Abrasion V alley
Viscosity ( 5 poises)
Floubility
Kaolinite
Mica
Quartz
Si0 2
Ah03
Fe20 3
Ti0 2
CaO
M gO
K 2 0
Na 2 0
Ignition loss
15
5,8
54,9
89,7
89,8
104
96
2
2
47,0
39,0
0,48
0,12
0,10
0,07
0,29
0,14
12,8
5
76,6
90,7
90,7
56
69,7
69,5
98
1
1
46,0
40,0
0,52
0,14
0,10
0,07
0,27
0,07
13,0
The basic characteristic of both grades of kaolin appear in Table V.
TABLE V
Brightness
Yellowness
Viscosity
2p,m
10 p,m
Abrasion Valley
Rheological properties
Pulpe:
Brookfield 10 rpm
Brookfield 20 rpm
Coating kaolin
88,6
2,3
71,7
77
0,6
23
1.250
750

66
TABLE V (continuation)
Brookfield 50 rpm
Brookfield 100 rpm
ph
%solids
10}-lm
2 J..lm
Si0 2
Alz03
Fe 2 0 3
Ti0 2
CaO
M gO
K 2 0
Na 2 0
Kg/cm2 80% RH
Fire property:
Absorption
Contraction
Brightness
380
260
7,6
68,0
Residual kaolin
27%
18%
51%
36%
0,43
0,07
0,11
0,03
0,40
0,05
1,7
26,2
5,1
95,4
The production process for both grades of kaolin is a follows:
1. The kaoliniferous sand is washed to get rid of the mud and clay and the
mineral is then separated from the sand. Using a revolving cylindrical sieve two
fractions are separated, > 5 J..tm and < 5 J..tm, the latter of which contains the
kaolin and is subjected to further refinement.
2. First refinement. The < 5 J..tm fraction is separated centrifugally and passes
on to the next process.
3. Second refinement. The material from the first refinement is placed in a
horizontal centrifuge together with a dispersing agent in order to achieve a
granulometric separation above and below 5 J..tm. The finer fraction will be
destined for coating, while the coarser, or residual one, is used for other
purposes, such as filling, as described above.
4. Thickening. The pulp of the coating-quality kaolin is thickened by
centrifuging out the water content.

67
5. Filtration. Both grades of kaolin pulp are also filter-pressed, leaving cakes
of solid residue of varying moisture. The coating-quality, kaolin cake is then
subjected to a process of conditioning and hot-air drying which results in a
moisture content of less than 1%.
EXCURSION N.Q 2
The Madrid Basin
The Madrid Basin, lying to the South of the Sistema Central, forms parte of
one of the sub- basins into which the Tajo Basin as a whole has recently been
divided. It was produced as a result of post-Hercinian tectonic movements,
which occurred from the upper-Cretaceous to the Pliocene. During this period
many different sedimentary materials were deposited, which, around the
mountains, reach some 3.500 m in thickness. One characteristic of these
deposits is a lateral change of facies from detrital to chemical precipitation,
passing through an intermediate stage in between. The existence ofunconformity
levels leads to the identification of various units, or megasequencies. Clay
materials are commonly to be found at the transition zones and when they are
thick enough they are quarried commercially.
The many geologists who have studied the basin are more or less in agreement
in identifying theree distinct units: a) a lower unit comprised mainly of evaporitic
rocks, b) and intermediate unit made up of clayey carbonates, c) an upper unit of
essentially detritic materials. These units are separated by unconformities
associated with tectonic phases which occured during the Miocene (Martin
Escorza, 1976; Megias et al. 1983; Portero et al. 1984; Torres et al. 1984;
Alberdi et al. 1985). (Fig. 4).
··------------------~·

68
~ QUATERNARY
~ UPPER LIMESTONE
w
z
w
(.!)
0
w
z
ARKOSES
LIMESTONES
ANO CHERT
GREENISH CLAYS
AND SANDS
0 30Km.
Figure 4. Distribution of the Miocene facies in the Madrid Basin.

69
The Lower unit
This unit is come 500 m thick and contains a series of detrital, intermediate
and saline facies. The detrital facies represent very immature arkose alluvial fan
deposits.
The intermediate facies are clayey, containing large quantities of poorly
crystalised trioctahedral illite (70%-100%) (Brell et al. 1985). These facies
appear in the form of massive banks, showing evidence of bioturbation and
disperse organic materials.
The evaporitic facies are made up of anhydrite levels alternating whith levels
of magnesite and dolomite. Towards the centre of the basin there are
intercalations of halite, glauberite and thenardite, while towards the edges thick
clays, rich in organic materials, are to be found.
At the southern end of the basin the above-mentioned rocks are covered by
detrital gypsum, which, towards the top, includes massive cream-coloured
gypsum lumps. These materials belong to the Oligocene- lower Miocene.
The Intermediate unit
The intermediate unit occupies the mid-point of the basin. To the east of
Madrid the sediments are mainly darkish or greenish, detrital sands with clayey
intercalations that contain vestiges of roots and soil features. Towards the south,
the sand become finer and the clay content increases together with the greenish
colour of the rocks. Some levels of magnesite and lenses of gypsum ea be found
at the base of these clay levels, while the clays themselves alternate with layers
of calcic-dolomitic carbonates. On the right-hand bank of the river J arama are a
series of hillocks which show that, at the very top of this unit, lenses of silcretes
and calcretes and biomicrite limestone levels developed.
The sandy sediments are composed of feldspathic quartz with a gradual
. increase in biotitic micas as the size diminishes. These sediments have an
average heavy mineral content of 1%-5% (Lomoschitz et al. 1985), above all
tourmaline, garnet and hematite, with disthene and apatite in lesser quantities.
The materials are characteristic of channeled deposits passing to sheetfloods.
The clay deposits of the transition zones have been studied by Huertas et al.
(1971), Galan (1979), Galan and Castillo (1984), Brell et al (1985), Leguey et
al (1985), Pozo and Leguey (1985), Galan (1986), Pozo et al. (1986).

70
They are predominantly greenish smectites, accompanied by sepiolite,
palygorskite, illite and kaolinite, with traces of chlorite. Two distintc types of
smectites can be identified: an aluminian (beidellite) type, which is to be found
normally in the detrital, alluvial fan levels, and a magnesian (saponite) variety,
which is usually associated with the marshy-deposit zones. The Mg-clays show
differing degrees of ordering, the most ordered being those with significant
bioturbation and a high organic-material content.
At the bottom of this unit there are pink clays (sometimes intercalted withAlsmectites
and sometimes with magnesian ones), mainly composed of sepiolite,
sometimes associates with CT opal and quartz and at other with dolomite,
clacite and palygorskite. At the top of the unit the green clays are frequently
altered, giving rise to paleosoils sometimes containing sepiolite and at others
palygorskite, together with silcretes and calcretes. This unit can be dated to the
middle Miocene (middle and upper-Aragonian) between two compressive
tectonic movements (Portero et al. 1984).
The Upper unit
This unit is made of detrital materials and is best developed to the north and
northeast of the basin. Its thickness is difficult to calculate exactly, although in
general terms, at the edge of the basin the materials are some 1.000 m thick
(Aguilar and Portero, '1984) and include a folded, litharenitic, lower sub-unit
and a sub-horizontal arkosic upper sub-unit.
According to Megias et al ( 1983), the arkosic rocks are the product of erosion
and prograde towards the centre of the basin, and according to Torres et al
(1984) they lie in angular-erosive unconformity upon the rocks of the
Intermediate unit. At the base these materials range in granular size from
conglomerates to clays, but towards the top they chal.).ge to lacustrine or marshy
limestones of some 50 m in thickness. All these materials are from the middle-toupper
Miocene (Vallesian).
To the east of Madrid in the area of the river Jarama the green-clay unit,
containing carbonates, merges gradually into the arkosic levels. Alonso et al.
( 1986) describe two assemblages: a lower one, made up in turn of two sub-units
con prised of green clays with carbonates and grey, arkosic' clays with
carbonates, respectively, and an upper one, containing coarse arkose. The two
assemblages, which are separated by an unconformity level, prograde towards
the centre of the basin, this being more noticeable in the upper assemblage.
According to these workers the above-described rocks belong more to the
Intermediate than the Upper unit.

71
Two sepiolite levels of more than one metre in thickness appear intercalated
within the grey clays and arkosic materials of the lower assemblages over a
distance of more than 50 k, stretching from the northeast of Madrid to around
Sagra. The mineralogy of these arkosic levels containing the sepiolite
intercalations has been studied at varous sites by such workers as Huertas et al.
( 1971 ), Gahin ( 1979), Garrido et al. ( 1982), Gahin y Castillo ( 1984 ), Leguey et
al. (1984), Doval et al. (1985), Calvo et al. (1986). In general, these authors
agree in that the sepiolite is related to shallow pools or to lacustrine
environments at the leading edges of alluvial fans, although some discrepancy
does exist over the origin of the Mg and the actual genetic process of the
sepiolite. ·
During this excursion we are going to visit five quarries where different types
ofMg-bentonite are extracted (green and pink, both associated with palygorskite
and or sepiolite ). The bentonite s are to be found in conjunction with micaceous
sands and also sepiolite levels intercalates with arkosic materials.
The total production of these quarries is around 350.000 to 400.000 tonnes
per year.
STOP NIJ 1 (Dra. Doval)
The Magan Bentonites
The bentonite quarries in the Madrid basin are to the north of Toledo, in the
area of Cabaii.as de la Sagra (Fig. 4).
Figure 5 show anE-W section of the southern sector of the Madrid basin; the
bentonite deposits are contained in the green clay levels.
w
t
El CHEAT ~ MARLS ~ GYPSUM g
RED
CLAYS • GREENISH CLAYS
Figure 5. Section of the southern sector of the Madrid Basin.

72
The base of these facies is made up of the so-called "Sagra red clays", which
constitute the lowest materials of the upper-Tertiary that appear in the basin and
which merge laterally with the gypsum deposits at the centre. The Sagra red
clays are made up of more than 90% phyllosilicates with minor quantitites of
quartz and feldspar and are exploited commercially for making bricks.
The most abundant of the phyllosilicates is illite, followed by smectite and
chlorite.
The top of the "green" formation in this zone is comprised of more-or-less
clayey, dolomitic marls which are silicated in some places. In the lower part of
this unit, several levels some centimetres thick or else nodules of a pink material
containing varying proportions of sepiolite are to be found (Fig. 6).
7.18 8.66 10.04 12.26 17.31 44.1
Figure 6. X-ray diffraction diagrams. of the samples:
A: green clay; B: transitional level; C: pink level with sepiolite.

73
Towards the top there are intercalated levels of micaceous sands. The total
thickness of the unit is around 50 m, while bentonite deposits reach a maximum
thickness of 3 m. Gahin et al. (1986) have studied the characteristics and
properties of the Magan bentonites and their results are shown in Table I. Also
noteworthy is the presence of zeolites (clinoptilolite), revealed by X-ray
diffraction and electrom microscope examination.
The X-ray diffraction diagrams are typical of a trioctahedral smectite with an
(060) band at 1.529 A and a generally sharp peak around 15 A, with a dry
sample at room temperature (Table Il).
TABLE I
MINERALOGY OF MAGAN MATERIALS
Smectite
Sepiolite
Illite
Others
Bentonitic mat.
Sepiolite mat.
50-90(64)
(25)
Tr-25(10)
(55)
5-40(15)
(10)
Q ,F ,Ca,Cb,Go
Q,F ,Ca,Cb,Go
-----------------·--------------
Q: quartz; Ca: calcite; F: feldspars; Cb: cristobalite; Go: goethite;
( ): average; Tr: traces; mat.: materials.
TABLE II
XRD DATA OF THE MAGAN SMECTITE
N EG 200oC 550oC K GK
d(A) Ir d(A) d(A) d(A) d(A) d(A)
14,8-15,2 100 16,9-17,1 13,8 9,7-10 12,8 17,3
4,54-4,57 12 8,9
2,56 10
1,529 15
N = unoriented; EG = oriented and solvated with ethylene glycol; 200C,
550°C = heated to 200°C and 500°C; K = K+- satured; GK =after Green
Kelly's treatment; Ir = relative intensity.

74
The S.E.M. analysis results can be seen in Fig. 7; they show a tendency for
this material to contain rolled-up particles with a fibrous appearance.
a)
b)
Figure 7. SEM: a) general aspect of Magan smectite; b) sepiolite-smectite.

75
The chemical composition of the material is shown in Table Ill.
TABLE Ill
CHEMICAL ANALYSIS, CATION-EXCHANGE CAPACITY AND
EXCHANGEABLE CATIONS OF THE MAGAN BENTONITE
(Sample BA-2)
Whole sample
1 J.Lm fraction*
Si0 2
Al203
Fe 2 0 3
FeO
M gO
CaO
Ti0 2
Na20
P20s
H2o+
Total
H2oco2
C.E.C. = 76 meq/100 g. Mg2+
Ca2+
Na+
K+
56,07
7,4
1,83
0,25
23,74
0,67
0,29
0,45
0,10
8,45
99,96
17,00
0,50
43,8 meq/100 g
28,0 meq/100 g
8,1 meq/100 g
1,2 meq/1 00 g
59,67
7,77
1,33
0,32
29,06
0,87
Tr
0,59
100,00
* After heating to 100° C.
According to their chemical analysis and X -ray difraction results, Gahin et al.
(op. cit.) propose the following formula fo the smectite, corresponding to a
saponite:
(Si3,7Alo,3) (Alo,2Fe3+o,os Fe 2 +o,ors Mg2,1) Oro (OH)2 Xo,3o
The genesis of these Mg-smectites has been discussed by Galan and Castillo
(1984), Garcia Romero et al. (1986) and by Brell et al (1986) and Doval et al.
(1986) in other zones of the basin.
The generally accepted deposition environment is one of lacustrine mud-flats
at the distal edge of a system of alluvial fans.

76
As far as the precise condition for the formation of the bentonitic materials is
concerned, the mineralogical analyses, sedimentological observations and their
relationship with the adjacent materials suggest that the main processes have
been those of neoformation or a diagenetic transformation by growth from
previously existing Al-smectites by a mechanism similar to that proposed by
Jones et al. (1983) for the materials of Lake Albert.
The sepiolite belonging to this unit appears to have evolved as a secondary
mineral by a process of neoformation, from the alteration of the bentonitic
materials in less alkaline conditions. This hypothesis is born out by its
appearance in nodules or in discontinuous levels within the green clay formation
and its relationship to the smectites, as shown in the electro microscope
photographs (Fig. 7).
Finally, the techonological characteristics of the bentonites with regard to
their use in the preparation of moulding sands and the making of drilling
lubricants, as described by Gahin et al (op. cit.), can be seen in Tables IV, V, VI
and VII. The commercial uses of these bentonites are diverse.
TABLE IV
FOUNDRY MOULDING SAND PROPERTIES
Silica sand ATEF(l) 50/60 (%) 88.5
Bentonite (dried at 105° C) (%) 7
Water (%) 4,5
(Mull 2 min. dry and 10 min. wet)
Permeability
Green compressive stregth (g/cm 2 )
Green shear strength (g/cm 2 )
Green fisure strength (g/cm 2 )
Shatter index (%)
Compactness
Plasticity index
Deformation index
Dry compressive strength (kg/cm 2 )
Magan bentonite
140
720
300
220
79,5
69
19
11
9,9
Volclay(2)
143
750
180
140
76
70
12
10
11,7
(1) Asociacion Tecnica y de Investigacion de Fundicion.
(2) American Commercial Bentonite supplied by American Colloid.

77
TABLE V
ATTERBERG LIMITS
Liquid limit
Plastic limit
Index of plasticiy
Magan bentonite
685
70
615
Voclay
590
82
508
TABLE VI
THIXOTROPIC CHARACTERISTIC SUSPENSION 6% IN WATER
Apparent viscosity (Cp)
Plastic viscosity (Cp)
Yiel point (lb/100 sq.ft.)
Swelling (cm 3 /2g)
Magan bentonite
44
6
76
40
Wyoming bentonite
38
7,5
65
35.
TABLE VII
OCMA *1 SPECIFICATIONS FOR BENTONITE
Yield (m 3 /1Lm)
API filtrate loss (ml)
Moisture content (wt.%)
Residue (wt.%)
Dry screen analysis (wt,%)
25,4
5,0
12,5
2,5 max.
98 min.
* 1 Oil Companies Materials Association

78
STOP Nil. 2 (Dr. Martin de Vidales)
The Santa Barbara quarries. Bentonites are extracted from the pink-clay levels
and are destined mainly for use as moulding sands.
As can be seen in Fig. 8-a, two units can be distinguished in this zone, a lower
one of pink clays and an upper one with alternating levels of green and pink
clays.
a
b
o/o
0 50
~~ ---
--
r-
~--
1-
I
!-
I
I
,-
c
100 0 ""' 50 100
E3 Grenn clays e Shales
C-:-:1 Pin~ clays ~ Sllcrete
Q Sandy sill E) Calcrete
E3 Clay
EiJ Calcite
WJ Quzn"tz
[3 lllite Gml::aolinite
mm Smecllte
Figure 8. Quarry of Santa Barbara: a) lythology; b) mineralogy of the bulk
sample; c) mineralogy of the fraction 2.
The pink-clay unit
This unit has a visible thickness of 2.5 m to 3.5 m. At the base are pink lutites
containing slickenside surfaces and upon these facies lies a lenticular level of

79
laminated lutites At the top there is a saccharoidal, calcrete level of irregular
morphology.
The pink lutites at the base as they move upwards, show signs of irregularly
distributed silification, but occasionally they are disposed parallel to the
stratification, forming millimetre-thick crusts.
At they very top of this unit calcretes of varying compactness are to be found,
together with some nodulous chert horizons.
The altenating green and pink clay unit
This unit is some 8.5 m thick and is made up of several alternating layers of pink
and green lutites.
The green lutite levels are characterised by bioturbation and inclusion of
carbonous vegetate remains. Abundant sooty stains of manganese oxides are
also to be seen and from time to time lenticular carbonaceous intercalations can
be found.
The pink.lutite beds, which alternate with the green ones, have an earthy
appearance and also contain finer materials. These pink lutites have occasional
greenish inclusions which must have resulted from the remobilisation of the
underlying level.
All these materials sometimes have slickenside surfaces, calcite intercalations
and sooty, manganese-oxide stains. At the top of this unit the green lutites show
clear ~igns of differential carbonation.
From a sedimentological point of view the two units bear witness to various
lacustrine incursions and regressions. It was during the more arid regressive
phases, when the materials emerged, that soil-generating processes resulted in
the formation of calcretes, the silification of the pink-lutite levels and the
appearance of slickenside surfaces, oblique jointing ·planes and superficial films
of manganese oxides, etc., thus significantly modifying the original deposits.
Mineralogy
An analysis of the mineralogical composition of these materials bears out the
sedimentological interpretation of events. The overall mineralogy manifests a
clear difference between the pink and the green lutites.
The pink lutites consist mainly of trioctahedral smectites (do 60 = 1.524 A)
with occasional traces of micas and feldspars, while the green lutites, on the
---~· ··------

80
other hand, contain an association of dioctahedral smectite, illite and kaolinite
with varying quantities of quartz and potassic and calcosodic feldspars, all of
which indicate the detrital nature of these latter materials.
Furthermore, a mineralogical analysis of the < 2 f.tm fraction of the pink
lutites reveals two important facts:
- Firstly, the presence in the orientated clay-fraction samples of a wide
diffraction band between 10 A and 20 A, which persists even after solvation with
ethylene-glycol, with a peak at around 18 A.
-Secondly, the presence of a very diffuse band between 18 and 26 (28 ), with
a maximum around 4.1 A, indicating amorphous silica (opal A).
With the exception of the laminate level in the lower unit, all the triocthedral
smectites show very low crystallinity, while the dioctahedral smectites belonging
to the green lutitic levels are variable in their crystallinity (between 40% and
70%, according to Biscaye's index).
Structure and Chemistry
The pink lutites of both the lower and upper units are glomeroclastic, being
composed of spheroid microaggregates the diameters of which vary betwen 1 f.tffi
and 20 f.tm. These microaggregates are made up of associations of very small,
totally disorientated particles in face-to-face of face-to-edge contact, with pores
both between the particles within each microaggregate globule and between the
globules themselves. Punctual chemical analyses reveal that it is silicomagnesian
in character, with very low quantities of Al 2 0 3 , Fe 2 0 3 , CaO, K 2 0 and
NazO.
The green lutitic levels are generally characterised by the presence of a hardly
orientated clayey mass, containing random grains of quartz and feldspars. In
some cases, however, the materials are made up of well-orientated, clayey
microaggregates, containing grains of quartz and feldspars, which gives them a
"turbulent flow" appearance. Where this occurs the microaggregates are longish
in shape and are disposed face to face. Punctual chemical analyses of the clay
minerals reveal that these materials are Al-Mg in character, confirming the
mineralogical results cited above.

81
STOP NQ 3 (Dr. Pozo)
The Malcovadero quarries, where carbonate materials containing palygorskite
and sepiolite are mined. (Fig. 9-a).
( b) .,. ( C> .,.
0 50 1000 50 100
F-.-4Green clays m Sftndy silt
~ Cafcrete
E:3 Clays E3Sepiofite m Smec:tite
(;-:.-;J Beige/brown W Chert
clays
k-2;::.1 Dart.. clays @ Lactnlrlne limestone
D Cluartz/CT m Ill ite
opal
g;)Calclte
c:J Paligor""S.,.ite ·
Figure 9. Quarry of Malcovadero: a) lithology; b) mineralogy of the bulk
sample; c) mineralogy of the fraction 2 m; d) chemical composition.
An important characteristic of this area is the slumping that has taken place,
giving rise to variations in the thickness of the materials, which range from 6 m to
15 m.
Three separate units can be identified: a lower clay unit, an intermediate
detrital-carbonate one and a carbonate unit on top.

82
Top clay unit
This unit has a visible thickness of 2.5 m to 4 m. At the bottom there are green
compact clays, which, as they move upwards, gradually lose their colour and
compactness and turn into a heterogeneous, crumbly mass. This mass shows
beige and grey zoning, the materials of which have a glomeroclastic appearance
and contain remains of green clays of an ochre hue and, here and there,
carbonate lenses. At the top of this unit difuse stains of organic materials appear
and also ball-form jointing.
Within the clay bed there is a siliceous horizon, ranging from between 0.1 and
0.5 m in thickness and showing frequent signs of slumping, brecciation and
corrosion and also containing vestiges of beige clay. This siliceous horizon is
covered by an horizon of white clay, some 0.5 m in thickness.
The detrital-carbonate unit
This unit varies between 2 m and 5 m in thickness and is composed of detrital
carbonate sediments of varying granular sizes. At the bottom the materials are
silty to sandy and contain flat-pebble inclusions of green clays and fragments of
limestone, yellowish decarbonate impregnations, which correspond to talusslope,
debris-flow deposits. Towards the top the materials become finer and are
composed mainly of carbonate muds and grey arkosic lutites, containing
vertebrate remains, and corresponding typically to mud-flat deposits.
The carbonate unit
This unit is from 2 m to 3 m thick. At the bottom there are lacustrine levels of
laminate carbonates, containing plant and ostracode remains, which alternate
with dark-banded siliceous layers. Very fine horizons of silicified clays (2 cm - 3
cm) are to be found intercalated between the carbonate and siliceous levels. At
the top of this unit the materials turn into carbonate acicular muds.
Mineralogy and Chemical Composition
The results of the mineralogical analyses are show in Fig. 9-b. In general, a
clear difference can be seen between the nature of the phyllosilicates in the

83
bottom and intermediate levels of these materials and the calcite at the top.
Dolomite appears between the brown clays and the lenses of the lower unit.
The results of an analysis of the < 20 p.,m fraction can be seen in Fig. 9-c. Mg,
saponite smectites (do6o = 1.522A) are the main components of the green clays.
Moving upwards, the smectite content gradually decreases and sepiolite and
palygorskite take its place. In the intermediate levels, for example, palygorskite
is the principal mineral, while in the upper carbonate-mud layers it is to be found
together with sepiolite, smectite, illite and traces ofkaolinite. The clay horizons
intercalated between the siliceous and carbonate levels have a high palygorskite
content.
The results of chemical analyses of the principal elements are shown in Fig. 9-
d. It can be seen that the elements AI, K, Ti and Fe behave similary, especially in
their significant increase in the transition zones between the green and the brown
clays and at the jointing and subaereous levels.
Fabric
Thin plate of the clay materials are breccioid in appearance and show
generalised silification with numerous cracks and pores filled up by
carbonates.
In the detrital carbonate levels grumous micritic textures can be seen,
developing into a gravelly morphology with fenestral pores filled up by sparry
cement. Fibrous minerals are to be found filling in pores and fissures of no more
than 1 0 p.,m.
The fibrous sepiolite and palygorskite aggregates are best developed in the
grey and while clays above and below the siliceous levels. The texture of the grey
clays, composed mainly of sepiolite with lesser quantities of palygorskite, is one
of irregular particles separated by large gaps where fine sepiolite crystals and
aggregates of between 30 p.,m and 50 p.,m have formed. The white clays are made
up of palygorskite alone with a globular texture, containing acicular aggregates,
though shorter ( 4-6 p.,m) and thicker than the sepiolite ones.
The fabric of the laminite clay levels containing palygorskite, intercalated
within the 1acustrine subunit, is one of horizons made up of balls of silica, with
short fibrous forms ( 1 p.,m) filling the gaps.
The genesis of these materials is complex, involving the creation of sepiolite
and palygorskite in association with vertisol and calcrete palaesoils, which in
turn undwent diagenetic modifications as a result.of a remobilisation produced

84
by tectonic activity. There are also millimetre thick palygorskite horizons
intercalated betwen the lacustrine carbonate levels.
These size of the sepiolite and palygorskite aggregates from 1 J.Lm the
lacustrine environments between 1 J.Lffi and 5 J.Lm in the paleosoils and increases
to 2 J.Lm - 6 J.Lm and to 10 J.Lm - 50 J.Lm for the diagenetic palygorskite and sepiolite
respectively.
STOP N9. 4 (Dr. Leguey)
The quarries of Cerro Batallones, where sepiolitic materials associated with
carbonates are mined.
Three distinct units can be identified, the thicknesses of which vary from
between 8 m and 12 m (Fig. 10-a): the lowest is a clayey unit, while the
intermediate one is made up of detrital and carbonate materials and the highest is
a carbonate unit.
b
., .
. ( ) (Cl
0 50 XXl
L
-.:
~.
I~
=zrrf ~ ·:·
i!!:
c:::::"""
.,-u
Figure 10. Quarry of Cerro Batallones: a) lithology; b) mineralogy of the bulk
sample; c) mineralogy of the fraction 2 m; d) chemical composition.

85
The clay unit
This unit is composed of clays with randomly-distributed, siliceous
intercalations. From the bottom to the top the rocks pass gradually from being
compact, green, laminated clays to less compact beige and brown clays,
according to the degree of Fe oxide staining. The brown clays are spongey in
texture with diffuse lamination and contain numerous crachs filled in by
carbonates. They also contain lenticular remains of green clays.
The beige clays are predominantly grumous in texture with slig~t signs of
silification.
At the very top of this unit the clays are dark in colour and countain disperse
organic materials, carbonate oysters and siliceous lenses, silicified root remains
and they show a high degree of prismatic jointing.
The siliceous lenses are very irregularly developed and contact randomly ahd
vary between 0.3 m and 1.5 m in thickness. They are breccioid in appearance
with concretions and pisolitic forms. They also contain vestiges of beige clays
and dissolution cavities are also frequently to be found.
The detrital-carbonate unit
This level is-made up of alternations of detrital and carbonate materials, the
thicknesses of which vary from between 3 m to 6 m. The detrital levels occur at
the top and bottom of the unit with the carbonates sandwiched in between. The
detrital rocks are greenish, silty sands, containing disperse organic materials and
show highly developed, prismatic jointing.
The greysh-white carbonates are chaotically organised, containing globular
forms, evidence of desiccation and reworking and irregular, compact, calcrete
intercalations.
The carbonate unit
This unit is composed oflacustrine limestones with intercalations of! aminated
lutites and varies from between 1.5 m and 2 m in thickness. The limestones
contain abundant gastropods and show evidence of desiccation, nodulisation and
silification. ·The partially silicified lutites occur as 5 cm to 10 cm thick
horizons.

86
Mineralogy and chemical composition
The results of a bulk-sample, mineralogical analysis can be seen in Fig. 10-b.
Phyllosilicates are the predominant minerals throughout the section, except in
the siliceous and carbonate intercalations, where they coexist with quartz, CT
opal and calcite. The presence of silica (quartz and CT opal) and, in lesser
quantities, feldspars (potassic and calcosodic) in almost all of the samples is
significant.
Where the green clays merge into brown ones calcite and zeolites appear in
small quantities and random traces of barite can be detected in the green
clays.
The results obtained from the < 20 J.Lm fracton are show in Fig. 10-c. Mgsmectites
(do6o= 1.524 A) predominate in the green clays, with lesser quantities
of micas. These minerals decrease progressively as the clays turn brown in
colour and sepiolite becomes the dominant mineral. In the upper beige clays turn
brown in colour and sepiolite becomes the dominant mineral. In the detrital
levels of the intermediate unit sepiolite coexists with smectites and micas.
Sepiolite also appears in the clayey inclusions to be found within the siliceous
lenses, in the clayey intercalated horizons and in the lacustrine limestones of the
upper unit.
The results of a chemical analysis of the major elements appear in Fig. 10-d.
They show that the AI, K, Ti and Fe behave similarly, increasing significantly
where the green clays merge into brown and also in the prismatically jointed,
detrital levels while they decrease to a great extent in the siliceous lenses with
sepiolite inclusions.
The increase in N a in the upper lacustrine limestone levels is also worth
mentioning, and also the relatively low proportion of organic materials present,
ranging from 1. 7 to 2. 2 with a C IN relationship of 26 to 19.
Fabric mineral
An examination of thin slices of the green clays under an optical microscope
reveals a laminar texture with detrital inclusions of muscovite, quartz and
feldspars. The S .E .M. shows a generally globular structure, produced by
mechanical deformations.
The brown clays are irregular in texture with microfissures filled up by calcite,
heterogeneous silicification and ochre staining. When smectites are predominant

87
some features of the green-clay fabric are preserved, with fine sepiolite crystals
of some 1 p.m to 2 p.m growing in the cracks.
In the prismatically jointed, detrital levels a heterogeneous mass of grumouslooking
particles can be seen, showing disperse silicification and containing root
remains.
Fibrous sepiolite aggregates are to be found infilling the pores and fissures.
This same type of aggregate can be seen, through more randomly, in the
carbonate layers, where grumous particles occur enclosed in a micritic-cement
matrix. The average size of these sepiolite aggregates varies from 1 p.m to
5 JLm.
The sepiolite aggregates are most highly developed in the uppermost parts of
the siliceous lenses. Two types of fibrous aggregate can be identified: one
laminar of some 10 p.m wrapped in another cotton-wooly form with particles of
up to 50 p.m. ·
The genetic conditions here were similar to those which existed for the
Malcovadero materials, although the detrital sedimentation arose mainly from.
the erosion of magnesic green clays. In this area the palaeovertisols are also
much more dearly developed.
STOP N!!. 5 (A. Castillo)
The Sepiolite deposit at Vicalvaro (Madrid)
Introduction
The sepiolite of the Vicalvaro deposit has been exploited commercially since
at least the 18th century when it was used, up to the times of the Napoleonic
invasion, as a component in the well-known "Buen Retire" ceramic industry.
During the 19th century and the early years of this century it was used as a
construction material and was known in the locality by the name of "piedra
loca", or "crazy stone", because of the fact that it floars in water.
Tolsa, S.A. began to extract material from this deposit in 1963, first by
underground mining and then, in 1970, by open-cast mining, which is what you
see today.

88
Motorado dol Compo
N
1}
Brown arcos1C sands and sandy cloys.
Grcon smoctilk: cloys whith dolomitic
marlstonos and dark blolltic sand!l
IK
LEGEND
~ GREEN CLAY AND DOLOMITE
!Z) LOWER SEPIOLITIC SEAM.
BI3 LOWER ARCOSIC SAND AND SANDY CLAY.
~ UPPER SEPJOUTIC SE'AM .
~ UPPER ARCOSIC SAND AND SANDY CLAY.
Figure 11. The sepiolite deposits at Vicalvaro. Lithology.

89
Lithostratigraphic description
There are two exploitable mineralized levels, associates with arkosic detrital
materials. The typical stratigraphic section from the top to base contains the
following series of materials:
1. Dark yellow and reddish quartz-feldspathic, clayey arenites of large-tomedium
granular size, becoming finer towards the bottom. The maximum
thickness of this level is 20 m.
2. The upper, mineralized level, made up of sepiolitic clays associated at the
top with limestone carbonates, smectite clays and pink granular sepiolite at the
bottom. The thickness of this level ranges between 2 m and 10 m. Towards the
. North and Nortwest these facies change into siliceous chert materials, while to
the East and Northeast the calcite content increases significantly.
3. A brown and reddish quartz-feldspathic clayey arenitic level of fine
granular size, with frequent lutitic intercalations. The average thickness of this
level is around 15 m.
4. The lower mineralized level, beginning at the top with brown and beige,
smectite clays, which downwards change into sepiolite and sepiolitic clays
associated with dolomitic carbonates and with Mg-smectites. The sepiolite
horizons in this level vary in thickness from 1 m to 5 m.
5. An assemblage made up of green smectite clays accompanied by pink,
grumous clays (which at one time were used for their decolouring properties),
decimetre-thick horizons of white, .dolomitic carbonates and layers of darkish
sandstones, containing high quantities of biotitic micas. Towards the bottom
these materials merge into lutites and black marls with a high organic
content.
Where the facies merge there are one or two centimetre-thick horizons of grey
carbonates and very fine horizons of generally grey, biotitic sandstone are to be
found within the uppermost lutites. Towards the bottom the lutites contain
stratiform and nodular intercalations of white saccharoidal gypsum.
Mining data
Tolsa, S.A. is at present extracting materials from three points of this deposit.
At the most centrally and most southerly mines the upper mineralized level is
being exploited, at the northern thelower mineralized level and the exploitable
thickness is some 2.5 m, while in the south it is 4.5 m. In the central quarry the
upper mineralized level, wome 5 m thick, is being mined. The working depths
range from ground level, where the mineral crops out, to a maximum of 30
m.

90
The genesis of the minerals
The origin of the materials that make up these deposits is believed to be
connected to arid or semi-arid alluvial-fan systems and two different genetic
environments are believed to have been responsible for the formation of the
sepiolite mineralizations. Those associated with carbonate materials must have
originated at the distal edges of the fans, in the transition zone towards palustrine
and shallow lacustrine environments, with periods of emersion when soilforming
processes would have taken place. The purer sepiolite (more.than 95%)
must have formed in ephemeral, lacustrine environments situated beyond the
leading edges of these fans, where, in conditions o( tectonic inactivity with no
detrital contributions, the chemistry ofthe environment (and abundance of silica
and magnesium and a pH of between 8 and 9) lead to the genesis of
sepiolite.
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------------------------

LOS YACIMIENTOS DE BENTONITA DE LA
REGIÓN DE CABO DE GATA, ALMERIA,
SURESTE DE ESPAÑA
E. Reyes; E. Caballero; F. Huertas y J. Linares
Estación Experimental del Zaidín. C.S.I.C.,
Profesor Albareda, 1, 18008 Granada. España
EXCURSION A

95
ENCUADRE GEOLÓGICO DE LA REGIÓN DE CABO DE GATA
La región volcánica del SE de España se extiende a lo largo de una banda que
abarca desde el Cabo de Gata al Mar Menor (Fig. 1 ). Se encuentra situada en la ·
parte oriental de las Cordilleras Béticas y más concretamente dentro del dominio
Bético s.s.
•
N
t ZONA 3
•
• '
•
MURCIA
/ --
•' •
ZONA 1
ZONA 2
CASO DE GATA ZONA 3
Rocas caléoal.calinas ·
Rocas potás-icas
Hocas basál tica.;k
Figura L Volcanismo de SE de España (Araña y Vegas, 1974)

96
En esta regron aparecen rocas volcánicas calco-alcalinas, calco-alcalinas
potásicas, shoshoníticas, ultra potásicas (lamproíticas) y basaltos alcalinos.
El presente estudio se restringe a la región del Cabo de Gata, en la que se pueden
distinguir dos formaciones eruptivas: Sierra de Gata y Serrata de N ijar. La
primera es más importante en cuanto a extensión, ya que se prolonga a lo largo
de la costa desde el Cabo de Gata a la Mesa de Roldán. La S errata de N ijar está
formada por una sucesión de pequeñas colinas situadas paralelamente a la anterior,
con una extensión aproximada de 12 Km.
Respecto a las características generales del volcanismo en esta zona se puede
decir que pertenece a un volcanismo calco-alcalino s.s. constituido por andesitas
basálticas, andesitas y riolitas. De acuerdo con Coello y Castañón ( 1965), Páez
y Sánchez Soria (1965), León (1957) y Sánchez Cela (1968), este volcanismo
se ha desarrollado a lo largo de cuatro ciclos fundamentales: preburdigaliense,
burdigaliense-prehelveciense, helveciense y tortoniense, cada uno de los cuales
comenzó con fases explosivas que dieron lugar a la formación de ignimbritas,
tobas y aglomerados, y finalizó, de forma menos violenta, con la extrusión de
coladas lávicas y formación de intrusiones subvolcánicas, que en algunos casos
tienen el carácter de domos. En general, los materiales originados en los primeros
ciclos son de composición basáltico-andesítica y andesítica, mientras que los
generados en el último son de composición dacítica y riodacítica.
El mineral mayoritario de estas rocas es una plagioclasa (Anso Abzo de valor
medio). Existen ortopiroxenos (Fs32 En66 Wo) y clinopiroxenos (Fs17 En43
Wo4o) aunque los primeros sólo aparecen en las rocas mas ácidas. Los anfrboles
están representados por hornblenda (Fe: Mg: 32: 42: 26) y cummingtonita (Fe:
Mg: Ca: 39: 58: 3), pero aquella sólo existe en las rocas más básicas. En las
rocas ácidas y neutras los anfíboles predominan sobre los piroxenas, y aparecen
pequeñas cantidades de biotita. La matriz vítrea o hipocristalina ocupa más del
50% de la roca y contiene al cuarzo y la sanidina (López Ruiz y Rodríguez
Badiola, 1980).
El estudio de la micro fauna contenida en niveles sedimentarios, intercalados
en las formaciones volcánicas, indica que el volcanismo calco-alcalino comenzó
a finales del Oligoceno y terminó en el Tortoniense (López Ruiz y Rodríguez
Badiola, 1980). La edad de estos materiales parece decrecer hacia el norte
del sector.
Las dataciones de edad absoluta (K-Ar), realizadas por Bellon y Brousse
( 1977) y Bellon y Letouzey ( 1977), asignan a este volcanismo edades comprendidas
entre los 17 y 8 m. a.
A partir de los años 70, numerosos autores (Docourt, 1970; Smith, 1971;
Dewey et al., 1973; Araña y Vegas, 1974; Torres Roldán, 1978; Díaz et al.,

97
1979, etc.), han elaborado un cuerpo de doctrina sobre las relaciones existentes
entre el tipo de magmatismo y el ambiente tectónico en el que se desarrolla. La
naturaleza, polaridad magmática simétrica y edad de los volcanismos del SE de
España y Norte de África, indican que a ambos lados del Mar de Albarán debieron
existir a lo largo del Mioceno sendas zonas de subducción. Según esta hipótesis,
el Mar de Albarán debe interpretarse como una cuenca marginal activa,
que debió comenzar a abrirse en el Oligoceno (Le Pichon et. al., 1972) al menos
hace 25m. a., puesto que ésta es la edad de las tobas toleíticas más antiguas de la
isla de Albarán (Bellon y Brousse, 1977). La apertura de la cuenca. de Albarán
debió de continuar sin modificaciones importantes hasta el principio del Mioceno,
en que comenzó a ambos lados de la misma el proceso de subducción. Esta
fase compresiva debió durar hasta el Tortoniense (Bousquet, 1977) en que
comienza una nueva fase distensiva que ha continuado hasta el principio del
Cuaternario. Al comienzo de esta fase distensiva tuvo lugar la extrusión de gran
parte de los magmas calco-alcalinos, shoshoníticos y ultra potásicos originados
durante la fase compresiva de principios del Mioceno y, en sus postrimerías, la
de los basaltos alcalinos relacionados genéticamente con dicha fase dis:..
tensiva.
En las zonas que presentan una fracturación intensa, las rocas volcánicas han
sufrido una serie de procesos de transformación, que hace difícil, si no imposible,
reconocer la naturaleza de la roca original, puesto que las paragén·esis primarias
han sido sustituidas .parcial o totalmente por otras de más baja temperatura.
Estos procesos de transformación han sido consecuencia de la circulación de dos
tipos de fluidos hidrotermales, que han afectado más intensamente a materiales
(ignimbritas, tobas, etc.) que a los masivos. Las soluciones hidro­
piro~lásticos
termales claramente ácidas afectan, fundamentalmente, a materiales ignimbríticos,
originando como productos de alteración: alunita, jarosita y caolinita
(Lodder, 1966; Martín Vivaldi et al., 1971; Puy et al., 1974), mientras que las
soluciones neutras o ligeramente ácidas, mucho más generalizadas que las anteriores,
afectan a tobas y aglomerados provocando su bentonitización
(Reyes, 1977).
LAS BENTONITAS DE CABO DE GATA
Una bentonita verde grisácea, encontrada en la Serrata de Nfjar en el año
1949, dio lugar al primer estudio sobre bentonitas en la región volcánica de
Cabo de Gata realizado por González García y Martín Vivaldi (1949). A partir
de este momento se suceden una serie de publicaciones (Aleixandre, 1949; González
García y Beutelspacher, 1956; Martín Vivaldi et al., 1956; Mackenzie,
·---·-·-----·-·----··-----------

98
1957; Linares, 1963, etc.), en las que se describen las características mineralógicas
y técnicas de estos materiales, (para una revisión más completa ver Reyes,
1977). Según estos autores, estas bentonitas se habrían formado por la alteración
hidrotermal de rocas volcánicas ácidas, dacitas y riolitas. El proceso involucraría
la movilización de sílice, hierro, alcalinos y alcalinotérreos. En zonas
concretas se observó, además, una adición relativamente importante de
magnesio.
A partir de 1970, se inicia un estudio sistemático sobre la génesis y geoquímica
de las bentonitas así como de sus materiales originales (Linares et al.,
1972a; Reyes et al., 1974;Augustín, 1973;Terrer, 1974; Reyes, 1977; Reyes et
al., 1978a, b; 1979a, b, e; 1980a, b; 1981a, b; Caballero et al., 1983). Estos
autores encuentran que los materiales neoformados, durante~~ proceso de alteración
hidrotermal, presentan características diversas en las distintas zonas, lo
cual no puede achacarse tan sólo a la naturaleza de las rocas originales, sino
también al quimismo y origen de las soluciones hidrotermales, y a las temperaturas
en que se produjeron las alteraciones.
Como indica Caballero et al. (1983), en la zona Sur de la región de Cabo de
Gata se presentan yacimientos con características sedimentarias ausentes en las
demás zonas, relacionadas con el depósito de materiales piroclásticos en un mar
muy somero, y prácticamente cerrado, donde no habría que excluir el aporte de
materiales bentoníticos de las zonas costeras. Las bentonitas de estos yacimientos
deben presentar por lo tanto características distintas a las del resto de
la zona.
La coloración de estas bentonitas es extraordinariamente variable, ya que en
la Serrata de N ijar predominan colores intensos (rojo, verde, amarillo, negro),
mientras que en la zona Norte de Sierra de Gata, son fundamentalmente blancas
o en casos más restringidos verdes o amarillos pálidos. En la zona Sur, las bentonitas
presentan un aspecto terroso con tonalidades pardas, grisáceas, verdoso
amarillentas, etc. Esta diversidad de coloración es debida a la concentración
relativa de ciertos elementos tales como Cr, Ni, Co, etc. que se acumulan en
ellas durante los procesos de alteración (Linares et al., 1972b ).
Los yacimientos estudiados abarcan la totalidad de la región de Cabo de
Gata, habiéndose muestreado no sólo los que tenían interés industrial, sino también
aquellos afloramientos que sin importancia económica, pudieran aportar
datos sobre las características genéticas, químicas o mineralógicas de las bentonitas.
Además, al tener un gran número de afloramientos y muestras distintas, se
ha podido realizar un mejor estudio comparativo y global de las bentonitas y
esmectitas de la región (Figura 2).

99
N IJAR
,---
.... ....
•U ' 1
o
6
CABO DE GATA
Figura 2. Depósitos de bentonita y canteras. LT: Los Trancos; PU: Pozo Usero; J:
Jayon; V: Majada de las Vacas;MA-B: La Valentina; VR: Vieja Rambla; ASP:
San Pedro; PM: Palma del Muerto; PC-1: Pecho de los Cristos; PC-2: Pecho
de los Cristos; CA: Collado del Aire; CC: Cerro Colorado; LA; Los Albacetes;
MM: Morrón de Mateo; IN: Isleta del Moro; LB: La Barranquilla; E: Esculles;
CG: Cortijo Gitano; LM: La Marranera; T: Toril; LPN: Loma Pelada; C:
Caliguera; VB: Vela Blanca.
Línea discontinua: zonas de alteración hidrotermal.

100
Mineralogía de las Bentonitas y Esmectitas
Como puede observarse en la Tabla I, donde se representan los valores mineralógicos
de las 289 muestras estudiadas correspondientes a las tres zonas diferenciadas
en la región volcánica de Cabo de Gata, así como el valor medio
global, el mineral mayoritario es un filosilicato (86%) seguido de plagioclasa,
cuarzo y calcita. El resto de minerales presentan porcentajes muy bajos.
La fracción fina está formada casi exclusivamente por una esmectita, con
pequeñas cantidades de ilita e interestratificados ilita/montmorillonita en algunas
ocasiones. En zonas puntuales, enclavadas fundamentalmente en la zona de
Sierra de Gata, aparecen zeolitas tipo Mordenita (Morrón de Mateo) que pueden
alcanzar porcentajes hasta del 16%. Así mismo la ilita o interestratificados
ilita/montmorillonita pueden ser relativamente abundantes e incluso mayoritarios,
como es el caso de las muestras de El Corral e te al sur del faro de
Cabo de Gata.
TABLA I
COMPOSICIÓN MINERALÓGICA DE LAS BENTONITAS
Phyl Plag Q z Amph Try M Cal FK
Sierra Gata
--~------
X 89 3 2 t
Margen 70-100 0-8 0-7 0-5 0-5 0-5 0-3 0-15 0-5
Serrata N ijar
X 88 9 2 t t
Margen 72-96 1-25 0-5 0-8 t 0-5 0-3
Zona Sur
X 75 8 6 3 2 1 2 '2
Margen 30-100 0-30 0-40 0-16 0-11 0-40 0-23 0-18 0-14
Media de la
región 86 5 3 1 1 1 1 2 t
Phyl = Filosilicatos; Plag = Plagioclasa; Q = Cuarzo; Z = Zeolita;
Amph =Anfíbol; Try = Tridimita; M =Mica; Cal =Calcita; FK = Feldespato
potásico

101
TABLA II
PARÁMETROS FÍSICOS DE LAS ESMECTITAS
Índice de Biscaye (v /p)
Tamaño cristalito (A)
X Margen X Margen
Sierra Gata . 0,87 0,44-098 69 20-120
S errata N ijar 0,82 0,64-0,91 24 16-34
Zona Sur 0,83 0,60-096 70 34-169
En la Tabla II se muestran algunos de los parámetros cristalográficos de estas
esmectitas, tales como: V /P o lndice de cristalinidad de Biscaye (1965) y
tamaño cristalino. Los valores del mdice de cristalinidad (V /P) presentan uri
intervalo global comprendido entre 0,44 y 0,98, si bien más del 80% de las
muestras presenta un V /P inferior al 0,8, característico de esmectitas de origen
hidrotermal. En.las muestras que aparece filipsita (Esculles y Rambla Méndez)
el mdice de cristalinidad es siempre bajo, similar a los encontrados por Biscaye
( 1965) y Huertas e.t al. ( 1977) para esmectitas de sedimentos de origen
marino.
El tamaño cristalino es muy heterogéneo, comprendido entre 20 y 169A si
bien .la mayoría de las muestras (97%) no superan los 120A, con un valor medio
de 69A para el conjunto de las muestras de Sierra de Gata y 24A para aquellas
de la S errata de N ijar.
Composición Química de Bentonitas y Esmectitas
En la Tabla III se recoge la composición química de las bentonitas de cada
una de las zonas de alteración. Teniendo en cuenta estos valores se puede decir
que las bentonitas de la región de Cabo de Gata son más silíceas y férricas
cuanto más al sur se encuentren y, por el contrario, son menos magnésicas y
sódicas, y teniendo un contenido de agua de deshidroxilación más baja, por lo
cual cabría pensar que las bentonitas de la Zona Sur son las que presentan un
menor grado de alteración, además como éste disminuye gradualmente hacia el
Sur parece como si la alteración disminuyese de Norte a Sur.

102
TABLA III
COMPOSICIÓN QUÍMICA DE LAS BENTONITAS
Sierra de Gata Serrata de N ijar Zona Sur Total
----·----·---
X Margen X 'Margen X Margen
Si02 59,30 51-69 61,67 53-57 63,48 46-78 .. 60,59
Al203 18,40 13-26 18,95 15-23 18,52 13,23 18,50
Fe203 2,17 0-8 4,47 1-13 4,79 0-10 3,06
Ti02 0,23 0-1,2 0,31 0-05 0,53 0-1,4 0,31
Ca O 3,05 0-6 1,80 1-5 2,48 0-19 2,77
MgO 5,33 1-7 3,27 1-6 1,77 0-4 4,23
Na20 2,10 0-4 2,35 1-4 1,52 0-3 1,99
K20 1,85 0-8 0,78 0-2 1,02 0-4 1,53
co2 1,18 0-5 0,18 0-3 1,04 0-8 1,53
H2o+ 6,79 3-10 6,22 4-9 4-95 2-10 6-27
~-------·-
Los valores de Fe203 son similares en la Serrata y Zona Sur y superiores a la
zona norte. El MgO presenta un valor medio superior al que aparece en la Zona
Sur y en la Serrata e inferior al de la zona norte. Esta disminución gradual de
magnesio se debe a la composición de las soluciones hidrotermales, como se
verá más adelante. El resto de los óxidos son prácticamente constantes respecto
a la media. Sólo el Hfo+ presenta un valor inferior a la media (6,27%) en la
zona sur.
En la Tabla IV se muestran los valores medios de los óxidos correspondientes
a la composición química de las esmectitas, para cada una de las zonas seleccionadas,
para el total de las muestras y para las esmectitas seleccionadas por
Weaver y Pollard (1973) procedentes de diversas partes del mundo.
Comparando estas zonas entre sí se puede decir que el contenido en sílice disminuye
hacia el sur, también en esta zona son menos alumínicas y sódicas. Se
puede observar también que las esmectitas de la S errata de N ijar son las más
férricas ( 5,1 O%) mientras que las de la zona norte son las que presentan los
menores contenidos en Fe203 de toda la región de Cabo de Gata (1,77%), este
bajo contenido en óxido de hierro hace que el valor medio total sea bajo, ya que

103
las muestras de la zona norte forman el 65% del número de muestra totales e
inferior al de las esmectitas recopiladas por Weaver y Pollard (1973).
Por otra parte, si se comparan los valores medios de los óxidos de las esmectitas
de Cabo de Gata con los valores medios de Weaver y Pollard de las esmectitas
recopiladas por los autores anteriormente mencionados, se observa que las
esmectitas de Cabo de Gata son algo más silíceas y menos alumínicas. Así
mismo hay que destacar su mayor contenido en magnesio, así como en sodio y
potasio, aunque en estos últimos óxidos es más atenuado.
El contenido de elementos traza de las bentonitas depende, fundamentalmente,
del tipo de roca original y del grado de alteración. Así, existen muy buenas
correlaciones entre los porcentajes de minerales primarios ferromagnésicos
y el contenido en elementos pesados (Cr, Cu, Ni, Mn, etc.). Es norma general
que las bentonitas muy ricas en esmectita posean altas concentraciones relativas
de estos últimos elementos. Incluso, en las esmectitas procedentes de rocas algo
más básicas, las concentraciones de cationes de transición son suficientes como
para producir bentonitas coloreadas, verdes, azules, rojas, pardas, negras, etc~
(Linares et al., 1972b ). Por otra parte, las esmectitas retienen bien en su estructun~
o como catión de cambio a elementos tales como Be, Ga, Ba, Pb, etc. (Linares
et al. En preparación).
Fórmulas Estructur~les
de las Esmectitas
Las fórmulas estructurales de las esmectitas han sido calculadas por el
método de Marshall ( 1949). Para este cálculo en cada zona se han seleccionado
aquellas muestras que presentaban esmectita como único mineral existente en la
fracción fina, por lo que el número de muestras ha quedado reducido a 153 en la
Zona Norte de Sierra de Gata, 31 en la Serrata de Nijar y 20 en la Zona
Sur.
Los valores medios de los cationes de la capa tetraédrica y octaédrica, para
cada zona, aparecen reflejados en la Tabla VI, así como el valor medio
total
Respecto a la sustitución tetraédrica se puede observar que las muestras más
alumínicas corresponden a la Serrata de N ijar seguidas de la Zona Sur, con un
valor similar, mientras que las muestras de la zona Norte de Sierra de Gata presentan
un contenido en Al(IV) inferior.

104
TABLA IV
COMPOSICIÓN QUÍMICA DE LAS ESMECTITAS
Sierra de Gata Serrata de N ijar Zona Sur Total W-P
X Margen X Margen X Margen
Si02 61,06 53-65 60,16 55-63 58,54 50-66 60,35 59,49
Al203 19,91 12-25 19,12 13-23 18,52 9-29 19-5'2 21,93
Fe2 03
1,16 0-4 5,10 2-11 5,97 2-13 2,78 3,97
Ti02 0,04 0-0,7 0,29 0-0,5 0,28 0-0,8 0,12 0,25
Ca O 1,73 1-3 0,77 0-2 1,48 0-0,9 1,56 1,18
MgO 5,65 2-8 5-92 3-7 6,01 2-9 5,77 3,55
Na20 1,73 0,5-3 1,47 0-3 0,87 0,2-1 1,49 0,82
K20 1,00 0-5 0,61 0-1 0,72 0-3 0,89 0,34
H2o+ 8,11 7-10 6,40 4-8 8,01 5-10 7,89 8,38
W-P = Weaver and Pollard, 1973.
TABLA V
CONTENIDO DE ELEMENTOS TRAZA EN LAS BENTONITAS
Elemento Margen Media Elemento Margen Media
Rb 5-100 30 Mn 5-7000
Ba 3-600 110 Cu 2-35 10
Pb 2-100 25 Co · nd-15 3
Sr 10-400 150 Ni 15
Cs 10-50 20 Li 15-100 45
La 5-150 55 V nd-160 10
Th nd-300 120 Cr nd-40 8
Zr 30-300 160 Ga 10-120 25
Sn 1-60 17 B nd-100 37
M o 1-7 3 Be nd-10 5
nd = no detectable

105
TABLA VI
FÓRMULAS ESTRUCTURALES DE LAS ESMECTITAS.
VALORES MEDIOS
Si (IV) Al (IV) Al (VI) Mg(VI) Fe (VI) x+
Sierra de Gata
X 7,808 0,192 2,963 0,999 1,124 0,942
Margen 7,2-8 0-0,8 2,3-3,3 0,3-1,6 0-0,5 ... 0,5-1 ,2
Serrata de Nijar
Zona Sur
X 7,682 0,318 2,706 1,059 0,472 0,663
Margen 7,4-7,9 0,1-0,6 2,1-3,1 0,6-1,4 0,1-1,2 0,4-1
X 7,741 0.259 2.688 1.042 0,456 0,741
Margen 7,4-8 0-0,6 2,2-3,6 0,4-1,6 0,1-0,8 0,4-1,2
TABLA VII
DEPÓSITO DE LOS TRANCOS. MINERALOGÍA DE LAS
BENTONITAS. PARÁMETROS DE LA ESMECTITA
Smect
Tamaño de Índice de
Q Plag. Tryd. Cale. Zeol. Biot. cristalito (A) Biscaye (v/p)
Margen
Media
83-100 0-3 0-3 0-5 0-7 0-2 0-1 26-69 0,44-0,95
97,0 1,2 0,6 0,3 0,5 0,3 0,1 49,0 0,81
Smect = Esmectita; Q =Cuarzo; Plag. = Plagioclasa; Tryd. = Tridimita;
Cale. = Calcita; Zeol. = Ceolita; Biot. = Biotita.
Para confirmar la relación entre Al(IV) y total se ha realizado la correlación
lineal entre ambos parámetros, encontrándose un coeficiente de correlación de
0,67 4, con un grado de significación superior all %. Cuando la esmectita no presente
sustitución tetraédrica, el Al(VI) alcanzaría, según la ecuación de regresión,
un valor mínimo del 2,5 3 iones por celdilla.
----------------------------------------'

106
El Al(VI)presenta valores idénticos en la Serrata y en Zona Sur,mientras que
en la Zona Norte presenta un mayor contenido.
Para obtener el intervalo global de variación de Al(VI) se ha realizado la
correlación Al(VI)-Al total para el conjunto de las muestras de la región. De la
ecuación de regresión, que presenta un grado de significación del 1%, se obtiene
que para una red de 4,2 iones octaédricos, el valor máximo de Al (VI) es de 3,59
iones. Por lo que el intervalo de variación del aluminio octaédrico debe oscilar
teóricamente entre 2,53 y 3,59 iones por celdilla unidad.
El Fe(VI) presenta unos valores muy bajos para la zona norte de Sierra de
Gata, esto condiciona que el valor medio total sea también bajo (0,125), sin
embargo en la Serrata y Zona Sur el contenido en Fe(VI) es mayor (0,507 y
0,456 respectivamente).
Los valores obtenidos en Mg(VI) son muy homogéneos en toda la región, apareciendo
como valor medio 1,01 que es superior al encontrado por Weaver y
Pollard (1973) en su selección (0,71), este elevado contenido en magnesio es
una de las características de las esmectitas de la región de Cabo de Gata.
Aún cuando los valores medios de la caga total (X+) en la región de Cabo de
Gata son similares a los de Weaver y Pollard (1973), muchas de las esmectitas
de esta región presentan mayor carga, ya que como se indicó anteriormente el
valor medio viene condicionado por las esmectitas de la Zona Norte.
Génesis de las Bentonitas
En la región de Cabo de Gata no todos los afloramientos o niveles subaéreos
de cineritas, aglomerados, conglomerados están alterados a bentonita. Esta
observación de campo indica que debe excluirse un origen de las bentonitas por
simple meteorización de las masas piroclásticas. El no .encontrar, en general,
estructuras sedimentarias en los niveles bentoníticos excluye un origen sedimentario.
Por el contrario, la mayor parte de los yacimientos de bentonita están re ladonados
con fracturas actualmente visibles, lo que hace pensar con más
fundamento en un origen hidrotermal.
Recientemente, se han confirmado estas hipótesis y se han efectuado algunas
precisiones sobre el origen de estas bentonitas (Leone et. al., 1983). Mediante
un estudio de isótopos estables de oxígeno e hidrógeno se ha llegado a la conclusión
de que deben excluirse todo tipo de acciones de meteorización, de aguas del
mar y de soluciones magmáticas. Los datos isotópicos sólo son consistentes con

107
un origen de las bentonitas por acción de aguas meteóricas recalentadas. Las
temperaturas de acción de estas soluciones fueron de 40°C en la Serrata de N ijar
y de unos 70oC en la Sierra de Gata.
A partir del estudio de los cationes y aniones solubles y de cambio de las bentonitas
se han podido deducir los tipos de soluciones hidrotermales que actuaron
en la región (Caballero et al., 1985). La fuente de recarga de los acuíferos debieron
ser las Sierras Alhamilla y Cabrera situadas al norte de los yacimientos.
Estas soluciones viajaron en dirección sur y, una vez recalentadas, alteraron los
niveles piroclásticos más porosos. La solución deducida para la zona norte de
Sierra de Gata es similar a las soluciones en equilibrio con micasquistos, que son
precisamente los materiales principales de las mencionadas sierras. Su quimismo
es de tipo bicarbonato cálcico. Las soluciones durante su trayectoria
hacia el sur van convirtiéndose gradualmente a un tipo cloruro sódico, por reacción
con los materiales volcánicos que atraviesan.
Si se aplica al geotermómetro de F ournier y Truesdel ( 197 3) a estas soluciones
deducidas se encuentran temperaturas concordantes con las obtenidas
mediante el estudio de isótopos ligeros estables. La composición de las soluciones
está en quilibrio con montmorillonita, de acuerdo con el diagrama de Hemley
et al., (1971 ).
Durante la reacción de las soluciones hidrotermales con los materiales volcánicos
se forma bentonita y se eliminan importantes cantidades de elementos.
Para conocer el balance de materia durante el proceso de alteración se ha efectuado
un cálculo de Barth (1948) modificado suponiendo el aluminio constante.
El resultado de e'stos cálculos muestra que la pérdida de materia es tanto más
alta cuanto más ácida es la roca original. Un dato importante que se deduce del
análisis de estos balances de materia es que no hay coincidencia entre grado de
pérdida de materia y el porcentaje de esmectita. En ocasiones, al aumentar el
grado de alteración aumentan en efecto la esmectita, pero puede ir acompañada
de tridimita de baja temperatura y /o zeolita. La presencia de estas fases accesorias
parece estar relacionada con condiciones hidrodinámicas particulares de la
masa en alteración. Los porcentajes de pérdida de materia oscilan entre el 50 y el
10% en peso. De acuerdo con estos cálculos también se ha deducido que al
aumentar la acidez de la roca original las pérdidas más importantes son de sílice
y potasio, las de calcio y hierro se hacen menores, mientras que hay aportes de
magnesio y de hidróxilos.
Los factores que han influido en la composición de las esmectitas son: el quimismo
de la roca madre y de la solución hidrotermal, el grado de alteración de la
roca y las temperaturas de ·alteración (Linares, 1985; Caballero, 1985).

108
La solución hidrotermal aporta pequeñas cantidades de magnesio que entran a
formar parte de la capa octaédrica de las esmectitas. Este elemento es fundamental
para la formación de la esmectitas (Harder, 1972).
El efecto de la temperatura es todavía poco conocido ya que hasta ahora se
posee un pequeño número de datos geotermométricos de bentonitas. De todas
formas parece que existen unas tendencias a incrementar el magnesio octaédrico
y la carga total y una disminución de hierro octáedrico, al aumentar la temperatura
de formación de las esmectitas.
Al aumentar la acidez de la roca madre la esmectita resultante posee un mayor
·contenido en aluminio tetra- y octaédrico, menor contenido en magnesio y
menor carga total.
En los primeros estados de alteración se forman esmectitas con mayor sustitución
tetraédrica y mayor contenido en hierro; por el contrario, el aluminio y magnesio
octaédrico y la carga total son menores. En consecuencia, las esmectitas
iniciales (precoces) tienden hacia la serie beidellita -nontronita, mientras que las
esmectitas correspondientes a grados de alteración muy avanzados deben considerarse
como montmorillonitas típicas.
Por todo .ello pueden establecerse las condiciones de formación de las esmectitas
de la región:
a) Los materÚlles andesíticos se transforman, sufriendo pequeñas pérdidas de
materia, a beiqellitas ricas en Fe en los estados iniciales de alteración y a montmorillonita
en los firiales.
b) Los material~s dacíticos se transforman, con pérdidas moderadas de materia,
a beidellitas ricas en Fe al comienzo de la alteración y a beidellitas y montmodllonitas
al final.
e) Los materiales riolíticos se transforman, con importantes pérdidas de materia
a beidellitas ricas en Fe, beidellitas y montmorillonitas al avanzar el grado de
alteración. La beidellita aparece incluso en los estados finales de la
alteración.
Modelo Global del Proceso de Bentonitización
El sistema geotérmico que actuó en la región de Cabo de Gata debió ser muy
simple. Probablemente, las aguas meteóricas se infiltraron en profundidad, aprovechando
también la gran fracturación de la región. Estos acuíferos debieron
seguir una trayectoria norte-sur en dirección al mar. Las soluciones, una vez
calientes, penetraron en los distintos niveles cineríticos porosos alterándolos a
bentonita. Las soluciones cargadas con los productos de desecho de las reaccio-

109
nes de hidrólisis debieron surgir a la superficie formando fuentes termales, aprovechando
fracturas, o bien continuar su trayectoria hacia el sur.
No parece necesario postular un gradiente geotérmico anormal en la región
provocado por una cámara magmática en enfriamiento. Los datos isotópicos no
admiten ninguna duda en excluir contaminaciones de fluidos magmáticos. Para
las temperaturas de alteración encontradas, 40 a 70°C, las profundidades de los
acuíferos debieron ser mínimas. Además, hay que tener en cuenta el aporte energético
adicional de bid o a las reacciones de alteración hidrotermal (Linares,
1985). En efecto, las reacciones de hidrólisis de las plagioclasas son exotérmicas
y, además, la variación de la energía libre de la reacción de formación de
esmectita a partir de materiales vítreos de composición feldespática es negativa
para las temperaturas consideradas. Por ello, puede afirmarse que la formación
de esmectita transcurre a través de un proceso que podría denominarse "autopropulsante"
o "autocatalizado ",mediante el cual los materiales cineríticos volcánicos
tienden a destruirse totalmente.
El proceso de alteración debe comenzar con una etapa de hidratación del
material vítreo con formación de grupos silanólicos, posteriormente durante la
etapa de desvitrificación se produce la nucleación y el crecimiento de los cristales
de esmectita. Esta última etapa viene favorecida por la presencia de pequeñas
cantidades de electrolitos en la solución hidrotermal, con lo que la velocidad
de la reacción aumenta en varios órdenes de magnitud (Lofgren, 1970).
Siguiendo el método de Helgeson (1970) se ha podido calcular que para formar
un yacimiento de bentonita de 5.105 Tm se necesitaría un tiempo algo superior
al millón de años, con el concurso de cerca de tres millones de m3 de
. solución hidrotermal.
Yacimiento de Los Trancos
Se trata del mayor yacimiento de la Sierra de Cabo de Gata (Figura 3). Se
encuentra relacionado con dos grandes fracturas de direcciones N 1 OE y N 60E.
Los materiales alterados son tobas y conglomerados dacíticos. En ocasiones se
observa una transición gradual de la roca original poco alterada hasta la bentonita
muy pura, de color blanco.
En este yacimiento se realizó un muestreo tridimensional. Las muestras se
tomaron a 0,5 m. de profundidad. Se encontró agua entre 5 y 8 m. de
profundidad.

110
1 1
N 70 E
1
1 1
Loe 1
TrancoS¡
1 1
N 60 E
N 10 E
Figura 3. Depósito de Los Trancos. 1: Mioceno; 2: Tufos dacíticos y
aglomerados; 3: Aglomerados poligénicos; 4: Andesitas anfibólicas:
5: Dacitas anfibólicas.
Mineralogía
La bentonita de este yacimiento está formada casi exclusivamente por esmectita
(98%) y cantidades mínimas de cuarzo y plagioclasa. La tridimita, calcita y
zeolita aparecen tan sólo como trazas, por tanto se trata del yacimiento más rico
de la región de Cabo de Gata.
En la Tábla VII se muestran algunos de los parámetros cristalográficos de
estas esmectitas. El valor medio del tamaño cristalino ( 49A) es el más bajo de
los yacimientos muestreados en Sierra de Gata, aunque más del doble de aquellos
de la S errata de N ijar. En cuanto al parámetro V/Po índice de cristalidad de
Biscaye ( 1965) presenta uno de los mayores intervalos de distribución encontrados,
aunque el 6.8% de las muestras están comprendidas entre 0,80 y 0,96,
siendo el valor medio de 0,81.
Composición química
La composición química de las bentonitas y esmectitas de este yacimiento
queda reflejada en la Tabla VIII.

111
TABLA VIII
COMPOSICIÓN QUÍMICA MEDIA DE LAS BENTONITAS Y DE LAS
ESMECTITAS DEL DEPÓSITO DE LOS TRANCOS
Bentonitas
Esmectitas
----
Media Margen Media Margen
----
Si02 57,98 54-61 57,24 53-60
Al203 23,68 21-26 23,11 20-25
Fe203 1,46 0-3 1,47 0,5-3
MgO 4,86 3-6 4,41 3-6
Ca O 1,90 1-8 2,05 1-4
Na20 0,72 0,4-1 1,43 1-1,8
K20 0,32 0,2-0,5 0,36 0,2-1,3
co2 0,28 0-5
H2o+ 9,24 4-9,7 9,47 8,1-10
Si02 libre 0,80 0,5-1,3
-----
TABLA IX
DEPÓSITO DE LOS TRANCOS. FÓRMULAS ESTRUCTURALES DE
LAS BENTONITAS
Si IV A! IV A! VI Fe VI
MgVI
XTOT
2:VI
Margen
Media
7,2-7,9 0,1-0,8 3,0-3,3 0,1-0,3
7,531 0,469 3,178 0,170
0,4-1,0
0,760
0,7-1,0
0,896
3,9-4,2
4,108
Como puede observarse la composición quúnica de bentonitas y esmectitas es
prácticamente idéntica, lo cual no es más que una lógica consecuencia del elevado
porcentaje de esmectita en estas bentonitas.
Al comparar las esmectitas de Los Trancos con las del resto de la región cabe
destacar su alto contenido en Al203 y H20+ y bajo en Fe203.
í

112
Fórmulas Estructurales
La variación de los diversos componentes correspondientes a las fórmulas
estructurales de las esmectitas se muestran en la Tabla IX.
La sustitución tetraédrica es muy alta, 0,469 iones por celdilla unidad de valor
medio. Una sustitución tan elevada hace pensar que las esmectitas de esta zona
pudieran tener un importante componente beidellítico.
El entorno de variación es el más amplio encontrado en el Cabo de Gata, presentando
una distribución bimodal con la moda principal a valores. bajos.
El Al(VI) también presenta el valor medio más alto de la región, pero al contrario
del Al(IV) el intervalo de variación es muy restringido y con una distribución
muy uniforme. El Fe (VI) es bajo, como en la mayoría de los yacimientos de
la z~ma norte de Sierra de Gata, y muy inferior al de la Serrata de N ijar y Zona
Sur de Cabo de Gata. El magnesio octaédrico presenta una distribución normal
con una media de 0,76 iones por celdilla unidad, que sería la más baja de los
yacimientos estudiados.
A partir de los valores de aluminio, hierro y magnesio octaédricos se han calculado
los porcentajes de ocupación. El aluminio es el principal ocupante de la
capa octaédrica (77,72%), seguido del magnesio (18,47%).
Las cargas totales son altas y entran perfectamente dentro de los márgenes de
variación hallados por Weaver y Pollard (1973).
Teniendo en cuenta las relaciones existentes entre carga tetraédrica y octaédrica
se observa que aproximadamente la tercera parte de las muestras son de
tipo beidellítico. La distribución espacial de estas últimas esmectitas, próximas a
una zona de fractura, hace pensar en un punto de surgencia de las soluciones
hidrotermales; cerca de la surgencia las temperaturas más elevadas darían lugar
a la formación de beidellitas, conforme avanza la alteración las soluciones se
enfrían tanto lateralmente como en profundiad dando así origen a esmectitas tipo
montmorillonita.
Capacidad de Cambio de Cationes. Cationes y Aniones extraíbles
En la Tabla X se muestran los valores de la capacidad de cambio de cationes
(CCC) y cationes y aniones extraíbles.
La CCC, 93 meq/100 g de valor medio, es la más baja de la encontrada en
los yacimientos de la zona norte de Cabo de Gata y algo superior a los valores

·~----------------------··
113
medios de los yacimientos de la Serrata de N ijar y Zona Sur (82 meq/100 g).
Presenta además un intervalo de variación bastante amplio, si bien el 71% de las
muestras presentan valores comprendidos entre 90-103 meq/100 g.
El magnesio es el catión más importante, con 56 meq/100 g. y probablemente
proceda de las cloritas y micas alpujárrides de Sierra Alhamilla y Sierra
Cabrera, así como del zócalo metamórfico que yace bajo la formación volcánica
de Cabo de Gata.
El calcio ocupa el segundo lugar entre los cationes extra1bles ( 4 7 meq/ 100 g)
y debe proceder del proceso de alteración de las paredes rocosas y sólo en alguna
muestra aislada podría proceder de la infiltración, a través de pequeñas fracturas
de aguas de meteorización de las calizas supra yacentes.
El sodio presenta una distribución logarítmica con un valor medio de 14 meq/
100 g y por último el potasio (0,6 meq/100 g). Estos cationes son típicos de
soluciones hidrotermales, especialmente en casos de alteración en la pared de
las rocas.
TABLA X
DEPOSITO DE LOS TRANCOS. IONES EXTRAÍBLES, C.E.C. pH
Ca2+ Mg2+ Na+ K+ CI- S0 4 "' COj' HC03 C.E.C. pH
Margen
Media
25-77 43-67 7-36 0-1 0-1,6 0,2-1,8 0-21
36,72 55,60 13-76 0,60 0,15 0,49 2,25
8-100 86-115 7-8,8
20,26 97 7,4
En lo que se refiere a aniones extra1bles el más significativo es el HC0-3 con
20 meq/100 g respectivamente
En resumen: El yacimiento de Los Trancos es un típico yacimiento de origen
hidrotermal. La roca madre de las bentonitas debió presentar naturaleza
riolítica.
La esmectita es el componente mayoritario (98%). Como minerales remanentes
quedan pequeñas proporciones de cuarzo y plagioclasa. Como otros componentes
neoformados con la esmectita se han detectado tridimita desordenada
y zeolitas.
Las esmectitas pertenecen a la serie montmorillonita-beidellita, encontrándose
ambos términos por separado.
Los cationes y aniones extraíbles son, por orden de abundancia Mg2+,_Ca2+,
Na+, K+ y HC03, coj, so:¡ y Cl:

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VISIÓN GENERAL DE LOS SUELOS
DESARROLLADOS EN LAS ALPUJARRAS
Y EN LA COSTA MEDITERRANEA
(Provincias de Granada y Almería, SE de España)
J. Aguilar Ruiz 1, M. Simón Torres 1
y
M. Ortega Huertas 2
EXCURSION B
1 Dpto. de Química Agrícola y Edafología. Universidad de Granada
(España).
2 Dpto. de Mineralogía y Petrología. Universidad de Granada
(España). Instituto Andaluz de Geología Mediterránea (Centro Mixto Universidad
de Granada - C.S.I.C.).

121
l. LOCALIZACIÓN GENERAL
En la figura 1 se sitúan los diversos perfiles objeto de la presente
excursión.
MEDITERRANEAN
SEA
o
20 Km
Figura l. Localización geográfica de los perfiles de suelos estudiados.
1: parada 1 4: parada 4
2: parada 2 5: parada 5
3: parada 3 6: parada 6.

122
11. PARADA l. PALEOSUELOS ROJOS
Los objetivos de esta parada son varios. De una parte, señalar la existencia de
estos paleosuelos rojos, posiblemente únicos en la Cordillera Bética, (Ortega
Huertas, 1978; Ortega Huertas e Aguilar Ruiz, 1980), y en segundo lugar,
comentar algunos aspectos relacionados con su macromorfología, mineralogía,
génesis y significado geológico.
Dichos paleosuelos afloran en la carretera N -323 (Bailén-Motril), en el
barranco del Río Torrente (Mapa Topográfico 1041, Dúrcal, 1 :50.000). Desde
el punto de vista geológico, se sitúan de la Depresión de Granada (Fig. 2), una
de las cuencas internas de la Cordillera Bética desarrollada con posterioridad a
la etapa principal de plegamiento alpino.
M ALAGA
MOTRIL
Figura 2. Localización geológica de perfiles de suelos rojos (esquema estructural de
Aldaya y García dueñas, 1973).
1: Materiales postorogénicos
2: Zona Subbética
3: Complejo Maláguide
4: Complejo Alpujárride
5: Complejo Nevado Filábride
6: Situación de los perfiles

123
11. l. Caracteres generales. Se observan cinco niveles de paleosuelos, intercalados
en una secuencia litológica Messiniense-Plioceno basal, constituida fundamentalmente
por conglomerados de naturaleza metamórfica y niveles de
arenas y margas ("Block Formation", Von Drasche, 1878; "Formation du
Torrente", Lhénaff, 1965; o "Formación de Pinos Genil", Gonzá1ez
Donoso, 1967).
Por lo que se refiere a las condicion;; climáticas de la zona estudiada, existe
un período seco durante los meses de Junio a Agosto, y uno relativamente
húmedo desde Noviembre a Febrero. La precipitación media anual es de
45 2 mm y la temperatura media es de 15 o C.
11. 2. Características macromorfológicas. Como ejemplo, se describen las
características de uno de los peleosuelos (Pleosuelo 1) (Tabla I).
TABLA I
DATOS SOBRE LA MACROMORFOLOGÍA
Horizonte
Color
Textura
Estructura
Fragmentos de rocas Carbonatos
All
Al2
B2lt
B22t
B23t .
B31Ca
B32Ca
cea
---- frar
5YR4/6 ·fr
2,5YR3/6 fraar
2,5YR3/6 fraar
2,5YR3/6 fraar
2,5YR3/6 fraar
2,5YR4/8 frar
5YR4/6 frar
migfte
masiva
blsub
blsub
blsub
blsub
blsub
blsub
escasos
escasos
frecuentes
frecuentes
frecuentes
abundantes
abundantes
abundantes
frecuentes
frecuentes
frecuentes
escasos
escasos
muy abundantes
muy abundantes
muy abundantes
frar: franco arenosa
fr: franca
fraar: franco arcillo arenosa
migfte: migajosa fuerte
blsub: bloques subangulares
11.3. Datos analíticos. En la Tabla II se incluyen los datos relativos a los
análisis mecánicos, medidas de pH, conductividad eléctrica y contenidos de
materia orgánica y de Fe203.

124
TABLA 11
RESULTADOS ANALÍTICOS
% pH %
------ ---- ---·--
Horizonte arena limo arcilla H20 CIK C.E. M.O. Fe203
-- ---------
A12 47 42 11 8,2 7,6 0,26
B21t 53 24 23 8,3 7,6 0,27 0,63 3,47
B22t 54 24 23 8,3 7,6 0,34 0,33 4,00
B23t 57 16 27 8,2 7,6 0,34 0,27 4,19
B31Ca 57 16 27 8,1 7,4 0,35 0,20 4,15
B32Ca 57 24 19 8,2 7,4 0,30 0,12 3,44
IICb1 70 25 5 7,9 7,8 0,20 0,16 2,10
IIIB2tb2 43 36 21 7,7 7,4 2,22 0,50 5,43
IIIB31tb2 49 34 17 7,6 7,4 2,34 0,28 5,07
IIIB32Cab2 53 30 17 8,2 7,5 0,53 0,26 4,30
IIIB33b2 76 8 16 8,4 7,7 0,55 0,28 3,69
IVA1b3 58 27 15 8,4 7,5 0,35 1,14
IVB21tb3 60 19 21 8,2 7,5 0,65 0,44 2,96
ICB22tb3 50 24 26 8,0 7,5 1,50 0,29 4,77
VIA1b4 66 22 12 8,4 7,7 0,32 1,14 2,78
VIB2tb4 55 18 27 8,2 7,4 0,21 0,64 3,91
VIIB2tb5 55 29 25 8,0 7,3 0,65 1,26 3,89
VIIB3tb5 70 14 16 8,2 7,4 0,75 0,24 4,05
C.E.: conductividad eléctrica
M.O.: materia orgánica
------------
~----------- -------

125
11 .4. Micromorfología. Los resultados más interesantes de este estudio se
resumen en la Tabla 111.
TABLA 111
ANÁLISIS MICROMORFOLÓGICO
Horizonte Esqueleto Plasma Cutanes Textura Iluviación
% % %
------
A12 46,Q+C 5 0,1 org gr/ag,in escasa
B21t·· 32,Q+C 20 2 arg por ,in escasa
B22t 22,Q+rm 46 3,5 fa por,mos fuerte
B23t 38,Q+C+rm 28 2 fa int/por ,mos media
B31Ca 45,Q+C 18 1,5 fa int/por ,mos/cr media
B32Ca 59,Q+C 6 4 fa ag, mos/cr escasa
IICb1 80,Q+C 5 0,1 ma int/cr ausente
IIIB2tb2 30,Q+rm 45 1 fa por ,mos/v-om muy fuerte
IIIB31tb2 35,Q+rm 40 arg fama por/v muy fuerte·
IIIB33b2 40,Q+C 35 arg fa si/in/cr escasa
IVA1b3 50,Q+rm 25 0,01 arg ma in/si ausente
IVB21tb3 28,Q+rm 46 4 fa por/mos muy fuerte
VIA1b4 50,Q+rm 25 0,01 arg ma in/si ausente
VIB2tb4 30,Q+rm 43 3 arg fa por/mos fuerte
VIIB2tb5 43,Q+rm 27 2 arg fa por/in media
VIIIb3tb5 41,Q+rm 30 3 arg fa por/mos fuerte
-·--·-
Q: cuarzo C: carbonatos rm: rocas metamórficas
gr: granular in: insépica por: porfiroesquelética
mos: mosépica int: intertéxtica cr: erística
v: vosmosépica o m: omnisépica si: silasépica
org: orgánicos arg: argilán fa: ferri argilán
ma: "min" argilán ag: aglomeroplásmica
11.5. Mineralogía. Como se ha indicado anteriormente, los paleosuelos se
intercalan en una secuencia litológica constituída por conglomerados, arenas y
margas. En la Figura 3 se expresa gráficamente la composición min~ralógica
cuali- y cuantitativa.

126
TOTAL

127
La composición mineralógica (expresada en %) de la muestra total y de la
fracción arcilla de los diversos niveles que han actuado de roca madre, es
la siguiente:
Nivel IIR: calcita (15), cuarzo (39), minerales de la arcilla ( 46). Fracción
arcilla: ilita (56), clorita (10), caolinita (trazas), esmectitas (30),
paragonita (

128
de minerales de la arcilla cuya naturaleza vendrá condicionada por el material
originario. No obstante, aún siendo una característica de los suelos rojos la formación
de minerales de la arcilla, el hecho de que se origine un horizonte B textura}
dependerá de las condiciones climáticas y del grado de permeabilidad del
material originario. En el caso presente, los productos liberados por la hidrólisis
han debido ser eliminados en muy pequeña proporción produciéndose, por tanto,
una acumulación de minerales de la arcilla y de óxidos de hierro y de
aluminio.
111. PARADA 2. AREA DE MOTRIL-SALOBREÑA
- Clasificación: Fluvisol calcárico.
-Situación: en la Vega de Motril-Salobreña.
-Hoja Topográfica: 1055.
-Altitud: 8 m.
-Material originario: material aluvial, gravas y arenas.
-Vegetación o uso: cultivo de caña de azúcar.
TABLA IV
MACROMORFOLOGÍA DEL PERFIL
Horizonte Color Textura Estructura Porosidad Carbonatos
Apl 5Y 4/2 franco-arenosa bloang. frecuente frecuente
Ap2 5Y 4/2 franco-arenosa bloang. frecuente frecuente
Clg 5Y 4/2 rojo franco-arenosa aglomerada escasa frecuente
C2g 5Y 4/2 rojo franco-arenosa aglomerada escasa frecuente
C3g 5Y 4/2 rojo franco-arenosa aglomerada escasa frecuente
Cg4 5Y 4/2 rojo arenosa grano suelto frecuente frecuente
bloang.: bloques angulares

t::j•o•~
1 2 3 4 S
m•[]]~~
6 7 8 9 10
[]]]S~~~
11 12 13 " 15
•
1
>1
. ,¡
¡ MEDITERRANEAN SEA 1
1: Litosoles, Regosoles litosólicos.
2: Litosoles, Regosoles calcáricos
3: Fluvisoles calcáricos
4: Regosoles litosólicos
5: Regosoles calcáricos
6: Regosoles calcáricos, Regosoles eútricos
7: Regosoles calcáricos
8: Regosoles calcáricos
9: Regosoles calcáricos
10: Regosoles eútricos
11: Regosoles eútricos
12: · Cambisoles cálcicos, Regosoles calcáricos
13: Cambisoles cálcicos, Regosoles calcáricos
14: Cambisoles cálcicos, Luvisoles cálcicos, Regosoles calcáricos.
15: Cambisoles crómicos, Cambisoles eútricos
,__,
1.0
\0
1 ~ 1 km 2 3 1
Figura 4. Situación de perfiles (LUCDEME: Mapa de suelos no 1055).

130
TABLA V
ANÁLISIS GRANULOMÉTRICO Y DE CARBONATOS
Arena% Limo(%) % % %
Horizonte mg g m f mf g f arcilla unified C03Ca(eq)
Ap1 1,4 2,1 1,9 10,3 25,1 25,1 22,4 11,7 73,0 13,4
Ap2 2,7 2,9 2,4 11,6 25,5 16,2 26,6 12,0 69,5 13,2
C1g 0,7 1,5 1,5 11,8 29,7 22,9 23,4 8'5 73,7 13,1
C2g 1,1 1,7 1,7 10,6 22,4 20,9 28,6 12,9 74,9 13,0
C3g 0,2 0,4 0,6 10,8 36,3 31,3 15,6 4,7 71,2 11,7
C4g 0,0 2,0 7,3 53,4 23,3 7,6 3,3 3,1 24,5 9,1
mg: muy gruesa g: gruesa m: media
-----------
f: fina mf: muy fina
-------------
TABLA VI
DA TOS ANALÍTICOS
Bases y capacidad de cambio (meq/100g) pH Humed. (%)
------------------ ------
Horizonte CIN Ca2+ Mg2+ Na+ K+ T V(%) Hz O CIK 1/3 at. 15 at.
----------------------------- ----- - -- - -----
Apl 9,4 sat. 13,00 0,80 0,12 7,00 100 8,4 8,0 35,94 7,91
Ap2 8,8 sat. 12,00 1,37 0,04 7,00 100 8,5 8,0 24,22 6,83
C1g 7,8 sat. 5,67 0,25 0,02 5,00 100 8,1 7,7 27,05 9,99
C2g 2,8 sat. 8,33 0,96 0,03 6,10 100 8,2 7,8 19,61 8,43
C3g sat. 4,17 0,23 0,02 3,10 100 8,0 7,7 30,04 24,91
C4g 2,33 0,13 0,01 2,00 100 8,4 7,9 29,26 13,98
-------------------
sat.: saturado
-----------·------------------
IV. PARADA 3. ÁREA DE ADRA
- Clasificación: Arenoso! álbico
- Situación: Figura 5
-Mapa topográfico: 1057
- Altitud: 40 m.
-Material original: arenas calcáreas
-Vegetación o uso: Gramíneas xerofíticas
- Afloramientos rocosos: Clase l. Moderadamente rocoso

MEDITERRANEAN
"'
,- J,-~~
1: Litosoles, Regosoles litosólicos
2: Litosoles, Regosoles Iitosólicos
3: Litosoles, Regosoles litosólicos
4: Regosoles Iitosólicos
5: Regosoles calcáricos
6: Regosoles calcáricos
7: Regosoles calcáricos, Regosoles litosólicos
8: Regosoles calcáricos
9: Regosoles calcáricos, Regosoles litosólicos
10: Regosoles eútricos
11: Arenoso les álbicos
12: Fluvisoles calcáricos
13: Cambisoles cálcicos
14: Cambisoles cálcicos, Regosoles calcáricos
.......
w
.......
-··· --·--·-------
B~BDm~~
1 2 3 4 5 6 7
~~[[]JLZ][]~-
8 9 10 11 12 !4 15
Figura 5. Situación de perfiles (LUCDEME: Mapa de suelos n° 1057).

132
Horizonte
Descripción
A Color pardo-rojizo (5YR 5/3) en seco y pardo oscuro (5YR 3/3)
en húmedo; textura franco-arenosa; estructura de migajosa a granular,
no adherente ni plástico, suelto en húmedo y en seco.
Carece de fragmentos rocosos, nódulos y capas endurecidas.
Calcáreo. Actividad biológica intensa. Límite inferior difuso y
plano.
C Color rojo-amarillento (5YR 5/6) en seco y algo más oscuro en
húmedo (5YR 4/6); textura franco-arenosa; estructura granular.
Calcáreo. Actividad biológica media. Límite brusco y plano.
2Bw Textura franco-arenosa; estructura en bloques angulares de débil
a moderada. No contiene fragmentos rocosos. Fuertemente carbonatado.
Sin raíces. Límite neto y plano.
2C Textura franco-arenosa; estructura granular. Sin fragmentos
rocosos. Fuertemente carbonatado. Sin raíces y actividad biológica
alguna. Límite brusco y plano.
3Bw Textura franco-arcillo-arenosa; estructura en bloques subangulares.
Ausencia de fragmentos rocosos. Fuertemente carbonatado.
Sin actividad biológica ni raíces.
V. PARADAS 4, 5 y 6. SUELOS DESARROLLADOS SOBRE SEDI­
MENTOS NEÓGENOS Y CUATERNARIOS DEL SECTOR DE
FONDÓN -CÁDIAR (Granada-Almería)
Om. 5000
Figura 6. Situación de perfiles.

133
Esquema genético general. La diversidad de suelos que se desarrollan en
este sector está condicionada, en primer lugar, por la variabilidad de los materiales
sobre los que se forman y, en segundo lugar, por la intensidad de los procesos
erosivos que condicionan la fuerte evolución regresiva que muestran actualmente
dichos suelos.
Esta erosión es responsable de que los suelos con un cierto grado de desarrollo
y evolución sean muy escasos; se localizan en forma de manchas que salpican
toda la zona en la que -por una u otra causa-los procesos erosivos han actuado
con menor inten~idad. El glacis de Laujar de Andarax es una de las manchas
más representativas de una época climática más húmeda que la actual.
Los principales materiales originarios representados en el sector son: margas,
margas arenosas, limos, areniscas y conglomerados del Mioceno superior; conglomerados
del Plioceno-Cuaternario y, finalmente, los glacis y terrazas fluviales
del Cuaternario.
A) Suelos desarrollados sobre margas, margas arenosas, limos y arenas. Se
muestran muy erosionados, con una secuencia de horizontes de tipo AC que responde
a la categoría general de Regosoles calcáricos, dado el carácter carbonatado
de estos materiales. En ocasiones, estos suelos presentan acumulaciones de
CO 3Ca secundario en el seno del horizonte Bw de alteración con colores más
pardos que el horizonte C subyacente. Estos hechos parecen poner de manifiesto
que un proceso de decarbonatación, seguido de uno de alteración, podría haber
originado la formación de Cambisoles cálcicos; posteriormente, por motivos
variados (desaparición de la cubierta vegetal, cambios climáticos, etc.) tuvo
lugar un recrudecimiento de los procesos erosivos con el consiguiente truncamiento
de los suelos (Fig. 7).
--N-
CHROMICS LUVISOL CALCIC S Rambla
CAMBISOL de Bonayo
Figura 7. Esquema de la evolución de algunos suelos.
____________________________________________________ !

134
En los suelos 2 y 3, una vez que quedó en superficie el horizonte Bw o el C, se
desarrolló un horizonte Ah de acumulación de materia orgánica. En la actualidad,
el suelo 3 es el más extendido en el sector, mientras que el suelo 2 es
muy escaso.
B) Sobre los conglomerados los suelos muestran los mismos procesos erosivos
y de truncamiento que los anteriormente descritos.
En unos casos se presentan (conglomerados rojos del Tortoniense); en otros
(conglomerado Plio-Cuaternario) no. En ambos supuestos, la erosión con diciona
los suelos de escasa evolución, con una secuencia de horizonte A-C. No
obstante, en la parte. superior del horizonte C es frecuente encontrar los fragmentos
rocosos del conglomerado recubiertos por una película roja de arcilla que evidencia
la existencia de un antiguo proceso de iluviación. En el caso de los
conglomerados carbonatados Tortonienses, dicha pátina de arcilla se sutituye
por nódulos arcillosos de color pardo rojizo, muy ricos en arcilla y con gran cantidad
de sliken-side en su seno, que recuerdan restos de un antiguo horizonte
argílico pert~rbados parcialmente por un proceso actual de. terrificación.
Según lo anterior, en uno y en otro tipo de conglomerado, el proceso de iluviación
es el que actuó de forma predominante y dió lugar a la formación de Luvisoles;
posteriores procesos erosivos son los que han condicionado la morfología
actual de los suelos, de acuerdo con el esquema de la Fig. 8.
Bw
e
¡.¡;:r;;¡:¿¡=rn -EROSION­
Bw
e
e----
eALete eAMBISOL
eALete eAMBISOL
eALCARie R EGOSOL
eALeARie REGOSOL
Figura 8. Esquema evolutivo de suelos.

135
Los perfiles 3 y 4 son los más representados en esta zona; el 3 caracteriza a los
Regosoles eútricos de los conglomerados Plio-Cuatemarios, y el 4 a los Regosoles
calcáricos de los conglomerados Tortonienses. El perfil 2 es muy escaso, con
una distribución muy puntual, mientras que el perfil 1 ya no existe, al igual que
no existe el perfil 1 de la secuencia descrita anteriormente en el apartado
A).
C)Los glacis y las terrazas fluviales cuaternarias representan las superficies
más antiguas de las zonas estudiadas, por lo que es lógico que, en ellas, los suelos
más evolucionados tengan una representación más amplia.
El glacis de Laujar de Andarax es el de mayor extensión de la zona y en él es
posible observar claramente la distribución de sus suelos en función de la edad
de la superficie (Fig. 9).
Ah
E
:\·:!;:.::·:>··~

136
ción (Cambisol cálcico). En las zonas más próximas a dicha Rambla, el depósito
-dado su carácter más reciente-se muestra muy homogéneo, no observándose la
diferenciación del horizonte Bw, con lo que el suelo se clasifica como Regosol
calcárico, o incluso como Fluvisol en las zonas de sucesivas deposiciones.
En el caso de las terrazas fluviales, la dinámica y distribución de sus suelos es
semejante a la del glacis, estando el tipo de suelo relacionado con la edad de la
terraza (Fig. 10).
CHROMIC
LUVISOL
CALCARIC
CALCIC
FLUVI SOL
4
Figura 10: Distribución de suelos desarrollados sobre terrazas.
Los Luvisoles crómicos se conservan únicamente sobre las terrazas más antiguas,
en las que tuvieron lugar procesos de iluviación. más o menos intensos bajo
unas condiciones climáticas mucho más húmedas que las actuales. La superficie
de las terrazas, actualmente ocupadas por Cambisoles cálcicos, se formó posteriormente
en un momento en que las condiciones climáticas eran más secas posibilitando
la formación de un horizonte de iluviación. Bajo estas características
climáticas, la alteración fue el proceso que marcó el desarrollo del suelo, originando
un horizonte Bw (Cambisol). En las terrazas más jóvenes, terraza 3 (Fig.
10), aún no se ha diferepciado netamente el horizonte Bw por lo que se han desarrollado
Regosoles. Las actuales superficies de inundación se caracterizan por
presentar una gran heterogeneidad textura! en profundidad, sin observarse la
diferenciación de horizonte de diagnóstico alguno, lo que da a su suelos el carácter
de Fluvisol.

137
Hay que destacar, finalmente, que el esquema de la Fig. 10 es un esquema
idealizado, siendo común que falten algunos de sus estadios evolutivos debido a
· que no se· conservan en la actualidad o a que nunca se hayan formado.
PARADA 4.
Observación de Cambisoles cálcicos y Regosoles calcáricos,
desarrollados sobre margas (P-1 043-1 ).
En la Fig. 11 de representa su mineralogía.
TOTAL

138
Observación de suelos desarrollados sobre terrazas: Luvisoles
crómicos (P-1043-10). Su composición mineralógica se representa
en la Fig. 11.
PARADA 5.
Observación de suelos desarrollados sobre conglomerados;
Luvisoles crómicos y Regosoles eútricos y calcáricos (P-1043-
2 y P-1043-7).
Su mineralogía se indica en la Fig. 12.
TOTAL

139
PARADA 6.
Observación de suelos desarrollados sobre glacis: Luvisoles
crómicos, Cambisoles cálcicos y Regosoles calcáricos.
TOTAL < 2 )1
o ·~ 100 o % 100
t\~\ ..--\"'\"'11.,;;----9¡
1\\\\1 1 l~i'.:'JIIIIil
K\\\ \11
P-1043-8
t\\\\11
K\\'11
II

140
BIBLIOGRAFÍA
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sobre sedimentos neógenos y cuaternarios en el sector de Be¡ja (provincias de Almería
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Doctoral. Universidad de Granada. 235 pp.
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de Suelos n°: 1055 (Motril) y 1057 (Adra). ICONA.
Ortega Huertas, M. (1978). Mineralogía de la Block Formation. Depresión de Granada.
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Wieder, M. and Yaalon, D. H. (1978). Grain cutans resulting from clay illuviation in calcareous
soil materials .. Soil Microscopy, 1133-1158.

LOS CAOLINES DE POVEDA DE LA SIERRA
(GUADALAJARA)
Y LA PLANTA DE CAOBAR, S.A.
SEPIOLITA, PALIGORSKITA Y BENTONITA
DE LA CUENCA DEL TAJO
(MADRID-TOLEDO)
S. Legueyl y M. Doval2
EXCURSIONC
1 Dpto. Geología. Universidad Autónoma de Madrid (España).
2 Dpto. Cristalografía y Mineralogía. Universidad Complutense de
Madrid. (España).

143
PRESENTACIÓN
La excursión C se desarrolla sobre materiales de la zona central de la
Península Ibérica, en la que se pueden diferenciar tres unidades
(Fig. 1).
a) Sistema Central constituido por varios bloques de· rocas ígneas y
materiales paleozoicos delimitados por fallas.
Las rocas ígneas presentan una gran variedad petrográfica, aunque los
tipos más frecuentes son los granitos de grano grueso, granodioritas y
adamellitas. Los materiales paleozoicos son más abundantes en la parte
oriental de la cordillera, en donde una discordancia situada en la base del
Ordovícico, permite distinguir dos conjuntos con características distintas.
Los materiales posteriores al Silúrico, están muy restringidos. Los
sedimentos paleozoicos están afectados por un metamorfismo plurifacial
y polifásico relacionado con la Orogenia Hercínica. La intensidad del.
metamorfismo varía seglín las zonas, encontrándose desde materiales
epimetamórficos hasta materiales afectados por un metamorfismo de alto
grado.
b) Materiale·s mesozoicos de la Cordillera Ibérica, entre los que destacan
las arenas caolin.íferas de las facies U trillas, objeto de explotación, en
las que se localiza el yacimiento de la empresa CAOBAR en Poveda de
la Sierra.
e) Materiales terciarios de relleno de la cuenca del: Tajo entre los que
destacan sedimentos arcillosos magnésicos (bentonita y sepiolita) que se
visitarán en distintos yacimientos entre Toledo y Madrid el segundo
día.
INTRODUCCIÓN GENERAL
La Cuenca del Tajo es una depresión terciaria localizada en la parte central de
la Península Ibérica que está limitada por tres cordilleras: la Cordillera Ibérica,
el Sistema Central y los Montes .de Toledo (Fig. 1)

144
En el borde este de la cuenca se encuentra la Cordillera Ibérica, formada
durante la Orogenia Alpina. El núcleo de esta unidad está formado por materiales
precámbricos y paleozoicos que afloran en poca extensión. La cobertera está
formada por una sucesión mesozoica y paleógena que se plegó durante el Terciario,
sin metamorfismo y sin actividad magmática, detrítico en su base, calcáreodolomítico
en su parte media y arcilloso-evaporítico en su techo. El Jurásico está
representado por una potente sucesión de margas y calizas de facies marina con
abundantes cefalópodos. El Cretácico se presenta detrítico y continental en su
mitad inferior y con facies continental y está constituido por evaporitas, margas
y calizas. Con carácter general para toda la Cordillera Ibérica una discordancia
angular marca el techo de Paleógeno sobre el que se encuentran las facies detríticas
post-orogénicas del Mioceno.
El Sistema Central y los Montes de Toledo, que forman los bordes norte y sur
de la cuenca, forman parte del Macizo Hespérico. Dentro de esta gran unidad se
agrupan los materiales precámbricos y paleozoicos que forman el oeste de la
Península Ibérica.
Ambas cordilleras están constituidas por rocas ígneas y metamórficas. Las
rocas ígneas están representadas fundamentalmente por granitos bióticos, granitos
de 2 micas, granodioritas y adamellitas. También se encuentran pequeños
afloramientos de rocas básicas, tonalitas y cuarzodioritas.
Las rocas metamórficas son más abundantes en la parte central y oriental del
Sistema Central y de los Montes de Toledo, y sus características son muy variables.
Se encuentran desde ortoneises hasta materiales del Paleozoico inferior
epimetamórficos o sin metamorfismo. El metamorfismo que afecta a estos materiales
está relacionado con la orogenia hercínica, es plurifa;cial y se desarrolló en
dos etapas. La estructura de estas unidades es fundamentalmente hercínica y se
desarrolló durante tres fases principales de deformación seguidas de etapas de
menor intensidad. Las dos primeras etapas están relacionadas con el metamorfismo
regional hercínico, mientras que la tercera es ·post-metamórfica. El resultado
final para ambas es una macroestructura compleja.

145
EXCURSIÓN No 1
LAS FORMACIONES CAOLINÍFERAS DE LA CORDILLERA
IBÉRICA
1.- Introducción
Los yacimientos sedimentarios de caolín están ampliamente representados en
España. Dentro de ellos, los más importantes se encuentran en formaciones cretácicas
de la Cordillera Ibérica.
Hay dos formaciones continentales potencialmente caoliníferas dentro de la
Cordillera Ibérica: la facies Wealdense y la facies Utrillas.
El origen de la Cordillera Ibérica está relacionado con el surco, poco profundo
que unió durante el Mesozoico los geosinclinales Pirenaico y Bético. La potencia
de materiales marinos y continentales depositados allí durante el Triásico y
el Jurásico llega a alcanzar los 1.300 m.
Entre finales del Jurásico y comienzos del Cretácico, se levantan los erosionados
bloques marginales a la fosa, y comienza a depositarse las areniscas y conglomerados
de las facies Weald, de potencia muy variable y en discordancia
sobre materiales de edades distintas, incluso en algunos casos directamente
sobre materiales triásicos. El medio deposicional es el típico de zona no marina
de delta fluvial.
Durante el Albense, .los movimientos astúricos amplían el área de sedimentación
dando lugar a la deposición de arenas caoliníferas sobre extensas zonas
marginales del macizo castellano.
Las características de estas arenas, que constituyen las facies Utrillas son
muy similares a las de las facies Wealdense así como sus procesos de
formación.
Sobre los depósitos albenses, se encuentran las calizas marinas del Cretácico
superior. Durante el Paleógeno comienza el plegamiento de la Cuenca Ibérica.
Los macizos castellano y aragonés se hunden con respecto a ella y pasan a constituir
las depresiones terciarias del Ebro, Duero y Tajo (fig. 1 ).

TERTIARY
~
•
~
~
D UNOIFFERENTIATED
UPPER LIMESTONE
ARKOSES
GREENISH CLAYS, LIMESTONES
ANO BIDTITIC SANOS
GYPSUM
RED CLAYS
':
MESOZOIC
~ LIMESTONES, SANOS
PREC- PALAEOZOIC
m SCHISTS, GNEISSES
~
.....
.p.
0\
Figura l. Esquema geológico de la Cuenca del Tajo.

147
11.- Las facies Utrillas
Esta facies, de carácter continental del Cretácico medio, está compuesta por
tramos arenosos, y limo-arcillosos de colores vivos y potencia variable, que
puede oscilar entre 50 y 700 m. situados entre sedimentos calizos correspondientes
a las transgresiones Aptense y Cenomanense. Por su gran similitud litológica
con las facies Wealdense, la diferenciación es problemática entre ambas
en ausencia de la intercalación carbonatada aptense.
No obstante, existen ciertas características diferenciales entre las dos facies
que pueden reforzar el criterio estratigráfico de separación de las mismas.
- La potencia de arenas de la facies Utrillas es superior a la
Wealdense.
-Los "cantos blandos" son menos frecuentes en Utrillas, donde los lechos
carbonosos adquieren gran desarrollo, llegando a ser explotables.
-El contenido en caolinita es sensiblemente superior a las arenas de U trillas,
y el mineral presenta mejor cristalinidad, ordenación y mayor tamaño de partícula.
Estas diferencias son consecuencia de mayor madurez en los relieves
del antepaís .
Los lentejones de arenas indentan con limos y arcillas grisáceos a veces con
yeso y concreciones ferruginosas.
111.- Las formaciones caoliníferas
En la Cordillera Ibérica el caolín se encuentra en formaciones de arenas y areniscas
arcósicas de potencia variable.
Aunque la herencia es el proceso fundamental en la génesis de estos depósitos,
la posibilidad de neoformación postsedimentaria de caolinita debe ser también
considerada, a la vista de la disminución de feldespatos hacia el techo de las
secuencias acompañada por un aumento en el contenido en caolinita (Galán et
al. 1977).',
IV.- El yacimiento de Poveda de la Sierra
El área de concesión pertence a CAOBAR S.A., comprende aproximadamente
10.000 Has. y está situada a unos 250 kms. al NW de Madrid. La actual explotación
se localiza dentro de la concesión denominada "MARÍA JOSÉ", a 1 Km. al
Sur del pueblo de "Poveda de la Sierra" (Fig. 2).

148
UPPER CRETACEOUS
ALBIAN
BARREMIAN
JURAS SIC
THRUST
FAUL T ......._.__,_
ANTICLINE H
SYNCLINE +t
,... - o
Figura 2. Esquema geológico de la zona de Poveda de Sierra.
La potencia de las arenas y arcilas del Albense oscila allí entre 50 y 150m. y
aparecen recubiertas por unos 60 m. de calizas del Cenomanense. El muro de
estas arenas y arcillas lo forman limos y arcillas Wealdenses que a su vez se
encuentran sobre calizas del Jurásico (Fig. 3). El buzamiento del conjunto es de
10-30° E y la tectónica es poco complicada. Litológicamente el Albense se compone
de niveles de arenas con cantos multicoloreadas intercaladas con limos,
arcillas y ocasionalmente lignitos.
Los cantos aparecen redondeados, con tamaños en general inferiores a los
300 mm. y constituidos por cuarzo lechoso d cuarcitas, del Paleozoico
inferior.
Dentro de la secuencia aparecen capas de arenas caoliníferas blancas, constituidas
por un 80% de cuarzo y un 20% de caolinita, con proporciones muy inferiores
de feldespatos y mica.
El espesor máximo individual de estas capas de arenas caoliníferas es de 70-
80 m.

149
I:os estudios realizados para evaluación de reservas, dan como resultado unas
reservas probadas de caolín para estucado de 352.000 Tm. y otras 33.400 Tm.
de reservas probables y posibles. Las reservas de arenas coliníferas ascienden a
más de 8.000.000 Tms.
En la Tabla I se recogen los datos mineralógicos correspondiente a este yaci
miento, sobre muestras estudiadas por Galán (1973-75). Según este autor, la
caolinita es en general próxima al politipo T, muy ordenada. El índice de Hincley
es superior a l. Las curvas DTA muestran un efecto endotérmico agudo, a
temperatura próxima a 580° C y con relación de pendiente próximo a 1,6.
~ l.lMESTONES ( UPPER CAETACEOUS)
~~ SANOS/ MARLS .;65
D KAOLINITIC SANOS (V.C>66.0)
{ALBIAN)
~ KAOLINITIC SANOS (V.C

150
En la Tabla 11 se recogen datos de granulometría promedio del material bruto
extraído, suministrado por CAOBAR, S.A.
Para evaluar las reservas de caolín, se han estudiado, a partir de una campaña
de sondeos, muestras de arena caolinífera, tamizadas a 85 mallas y refinadas a
tamaño inferior a 20, volviendo a refinar el residuo para incorporarlo a
dicha fracción.
Las características media de esta fracción, obtenidas de este estudio se exponen
en la Tabla III.
Muestra total
TABLA 11
CAOBAR, S.A.
Granulometría 300 mallas 78,40%
10 mallas 83,60%
15 mallas 17,60%
5 mallas 11,70%
2 mallas 8,90%
TABLA III
CARACTERÍSTICAS PROMEDIO TRAS TAMIZAR A
85 MALLAS Y REFINAR A 20
--------------------------------------~---------------
Iso Brightness
Abrassion Valley
Fracción < 2 p..
Fracción < 10 p..
81,70
400
38,40
18,00
Mineralogía
Caolinita
Mica
Cuarzo
Feldespato
73%
3%
4%
20%
Composición química
Si0 2 53,00%
Al 2 0 3 33,10%
Fe 2 0 3 0,45%
Ti0 2 0,18%
CaO 0,14%
MgO 0,09%
K 2 0 3,44%
Na 2 0 0,19%
Pérdida por calcinación 9,90%

151
En la Tabla IV se muestran las características promedio, de las fracciones
inferiores a 15 y 5 J.L correspondientes al material bruto citado anteriormente.
TABLA IV
Intervalo granulométrico
10
2
Iso Brightness (sin blanquear)
Iso Brightness (blanqueado)
Abrasión Valley
Concentración de viscosidad
(5 poises)
Flonbilidad
Caolinita
Mica
Cuarzo
Si0 2
Al 2 03
Fe 2 0 3
Ti0 2
Ca O
MgO
K20
Na 2 0
Pérdida por calcinación (L. O .I.)
15
5,8
54,9
89,7
89,8
104
96
2
2
47,0
39,0
0,48
0,12
0,10
0,07
0,29
0,14
12,8
5
76,6
90,7
90,7
56
69,7
69,5
98
1
1
46,0
40,0
0,52
0,14
0,10
0,07
0,27
0,07
13,0
La fracción refinada a 5 J.L se destina a producir un caolín para estucado, y el
residuo de este refinamiento (realizado siempre a partir de la fracción inferior a .
20), se destina a su comercialización principalmente como materia prima para la
industria cerámica o como carga en las industrias del caucho y el papel.
En la Tabla V, se recogen las características fundamentales de ambos
tipos de productos.

152
TABLA V
Blancura
Amarilleamiento
Concentración de viscosidad
2
10
Abrasion de Valley
Propiedades reológicas
Pulpa:
Brookfield 1 O rpm
Brookfield 20 rpm
Brookfield 50 rpm
Brookfield 100 rpm
ph
%sólidos
10
2
Si0 2
Al203
Fe 2 0 3
Ti0 2
Ca O
MgO
K 2 0
Na 2 0
Módulo de ruptura
Kg/cm2 80% RH
Datos de cocción:
Absorción
Contracción
Blancura
Caolín de estucado
88,6
2,3
71,7
77
0,6
23
1.250
750
380
260
7,6
68,0
Caolín residual
27%
18%
51
36
0,43
0,07
0,11
0,03
0,40
0,05
1,7
26,2
5,1
95,4
El esquema del proceso llevado a cabo en la planta de tratamientos para producir
los dos tipos de caolines mencionados anteriormente, de forma simplificada,
cubre las siguientes etapas:

153
1.- Desenlodado del mineral y separación de arenas.
Mediante un tromel desenlodador y una criba cilíndrica solidaria con él, se
separan dos fracciones; la gruesa, con tamaños superiores a 5 mm. y otra
fracción fina, < 5 f.l, que contiene el caolíp y continúa a la siguiente etapa
del proceso.
2.- Refinado primario.
Mediante un sistema de ciclones, se separa la fracción de tamaño inferior
a 53 f.l, sobre la que se produce la ...etapa siguiente.
3.- Refinado secundario.
Se efectúa en centrifugadora de eje horizontal, con adición de agente dispersante.
El objetivo es la realización de un "corte granulométrico"
a 5 ¡..t.
(
La fracción más fina irá destinada a caolín para estucado. La más gruesa,
al caolín denominado "residual".
4.- Espesamiento.
Se ejecuta sobre la fracción de estucado. Se realiza mediante espesadores
centrífugos que separan el agua de la pulpa del caolín, aumentando la densidad
de éste.
5.- Filtración.
Se procesan independientemente las dos clases de pulpa producidas, con
un sistema de filtros prensa.
Los residuos sólidos se recogen en forma de torta con diferente
humedad.
La torta de caolín de estucado, se somete posteriormente a procesos de
acondicionamiento y secado, con aire caliente, para dejar el contenido en
humedad en valores inferiores al 1%.
EXCURSIÓN N2 2
La cuenca de Madrid
La cuenca de Madrid situada al S del Sistema Central, forma parte de una de
las tres subcuencas en que recientemente se divide a la cuenca del Tajo. Se origina
como consecuencia de movimientos tectónicos tardihercínicos, que se
manifiestan en diversas épocas desde el cretácico superior hasta el Plioceno.
Durante este período tiene lugar la sedimentación de diferentes materiales que

154
QUATERNARY
UPPER LIMESTONE
w
z
w
(.!)
o
w
z
ARKOSES
LIMESTONES
ANO CHERT
GREENISH CLAYS
ANO SANOS
Figura 4. Distribución de facies en el Mioceno de la Cuenca de Madrid.

155
en las proximidades de la Sierra alcanzan los 3.500 m. de espesor. Estos materiales
se caracterizan por la presencia de cambios laterales de facies (detríticas,
de transición, precipitación química), así como por la existencia de rupturas y
discontinuidades sedimentarias que permiten diferenciar varias unidades o
megasecuencias. La existencia de materiales arcillosos es bastante común en las
zonas distales de los abanicos aluviales y zonas de transición y cuando alcanzan
potencia adecuada son objeto de explotación.
Entre los diferentes autores que han estudiado la cuenca a escala regional, hay
casi unanimidad en diferenciar tres grandes unidades: a) unidad inferior, donde
predominan materiales evaporíticos; b) unidad intermedia, donde predominan
materiales arcilloso-carbonáticos; e) unidad superior, con predominio de materiales
detríticos. Estas unidades están limitadas por discontinuidades de diverso
rango y se asocian a varias fases tectónicas que tienen lugar durante el Mioceno,
Martín Escorza (1976), Megías et al. (1983), Portero et al (1984), Torres et al
(1984), Alberdi et al (1985). Fig. 4 ..
U ni dad inferior
Tienen una potencia superior a los 500 m., diferenciándose facies detríticas,
intermedias y salinas. Las facies detrítica, constituida por abanicos aluviales de
arcos as muy inmaduras con frecuentes encostramientos. Las facies intermedia
es de naturaleza arcÚlosa, con predominio de ilita trioctaédrica (70-100%) de
baja cristalinidad, BRELL, et al. (1985). Se presentan en bancos de carácter
masivo de bioturbación y materia orgánica dispersa. La facies evaporítica según
GARCÍA DEL CURA et al. (1979) y TORRES et al. (i984) está constituida
por niveles de anhidrita que alternan con niveles de magnesita y dolomita, con
intercalaciones hacia las zonas centrales de halita, glauberita y thenardita, y
hacia los bordes arcillas masivas ricas en materia orgánica. En la zona S de la
cuenca sobre los materiales anteriores se disponen yesos detríticos de carácter
alóctono que engloban hacia el techo yesos masivos de tonos cremas. La edad de
estos materiales se sitúa entre el Oligoceno y el Mioceno inferior.
Unidad intermedia
Tiene una potencia que oscila entre 80-160 m., ocupa las posiciones centrales
de la cuenca. Hacia el Este de Madrid predominan sedimentos detríticos de
tonos oscuros o verdes de carácter arenoso con intercalaciones arcillosas que
muestran algunos restos de raíces y rasgos edáficos. Hacia el S decrece la granu-

156
lometría de las arenas y se incrementa el contenido de la arcilla, acentuándose el
carácter verdoso. Los niveles arcillosos alternan con carbonatos de carácter
calco-dolomítico, aunque en la base aparecen niveles de magnesita y yesos lenticulares.
En la margen derecha del río J arama existen una serie de cerros testigo
donde a techo de esta unidad se desarrollan lentejones de silcretas y calcretas y
niveles de calizas biomicríticas.
La composición de los sedimentos arenosos es cuarzo feldespática con progresivo
incremento de micas biotíticas cuando decrece el tamaño. Según Lomoschitz
et al. (1985) tiene un contenido medio de 1,5% de minerales pesados
entre los cuales predomina turmalina, granate y hematites y como minoritarios
distena y apatito. Son depósitos canalizados que pasan a "sheet-flood".
Los materiales arcillosos localizados en las zonas de transición, han sido estudiados
por Huertas et. al. (1971), Galán y Castillo (1984), Brell et al (1985),
Leguey et al. (1985), Pozo et al. (1985), Galán (1986) y Pozo et al
(1986).
En la composición predominan las esmectitas acompañadas por sepiolita,
paligorskita, ilita, caolinita, e indicios de clorita. Dentro de las esmectitas, que
presentan coloraciones verdosas, se diferencian variades alumínicas (tipo beidellita)
que se localizan preferentemente en los niveles más detríticos correspondientes
a los abanicos y variedades magnésicas (tipo saponita) que se asocian a
zonas palustres. Las arcillas magnésicas presentan diferentes grados de ordenamiento,
coincidiendo el mejor ordenamiento con zonas de bioturbación con alto
contenido en materia orgánica.
En la zona inferior de esta unidad, aparecen unas arcillas de tonos rosas, unas
veces intercaladas entre esmectitas alumínicas y otras magnésicas, en cuya composición
predomina la sepiolita, unas veces ópalo C-T y cuarzo y otras dolomita,
calcita, sepiolita y paligorskita. A techo de la unidad son frecuentes las alteraciones
de arcillas verdes, dando lugar a paleosuelos, unas veces con sepiolita y otras
con paligorskita conjuntamente con sil cretas y cal cretas. La edad de esta unidad
se sitúa en el Mioceno medio (Aragoniense medio y superior) entre dos pulsaciones
tectónicas de carácter comprensivo Portero et al (1984), con etapas de
estabilidad donde se desarrollan paleosuperficies con suelos de evolución
variable.
Unidad superior
En la composición de esta unidad predominan materiales detríticos, que
alcanzan su mejor desarrollo al N. y NE de la cuenca. Su potencia no es bien

157
conocida dada su similitud con las de unidades inferiores. En conjunto, en el
borde de la cuenca el espesor de los materiales detríticos, según Aguilar y
Portero (1984) superan los 1.000 m., diferenciándose de una unidad inferior
plegada de carácter litarenítico y otra superior subhorizontal de carácter
arcósico.
Los materiales arcósicos, según Megías et al (1983), tienen carácter erosivo
y progradante hacia el centro de la cuenca, y según Torres et al (1984)
se diponen en discordancia erosiva y angular sobre los materiales de la unidad
intermedia. En la base, estos materiales tienen distintos tamaños, desde conglomerados
a arcillas, aunque hacia el techo pasan a calizas lacustres y palustres de
carácter expansivo (calizas de los Páramos), donde pueden alcanzar hasta 50 m.
de potencia. Estos materiales están datados como Mioceno medio-superior
(V allesiense).
Al E. de Madrid, en la zona del río Jarama, Alonso et al. (1986), citan
una transición gradual desde la unidad de arcillas verdes con carbonatos a los
niveles arcósicos, diferenciando dos conjuntos, uno inferior constituido por dos
unidades, una de arcillas verdes y carbonatos y otra de arcillas pardas, arcosas y
carbonatos y un conjunto superior constituido por arcosas gruesas. Los dos conjuntos
limitados por una discontinuidad erosiva tienen carácter pro gradan te, más
acentuado en ~l conjunto superior. Para estos autores estos mater~ales formarían
parte de la unidad intermedia.
Asociada a las arcillas pardas y arcosas del conjunto inferior aparecen intercalados
generalmente dos niveles de sepiolita con una potencia media superior al
metro, a lo largo de más de 50 Kms. desde el NE de Madrid hasta la zona de la
Sagra. La mineralogía de los niveles arcósicos con sepiolita ha sido estudiada en
diferentes puntos por Huertas et al. (1971), Galán (1979), Garrido et. al.
(1982), Galán y Castillo (1984), Leguey et al (1984), Doval et al. (1985),
Calvo, et al. (1986). En conjunto, estos autores coinciden en relacionar la
génesis de la sepiolita con charcas someras o ambientes lacustres situados en las
zonas distales de abanicos aluviales, aunque existen diversas interpretaciones en
cuanto a la procedencia del Mg así como a los mecanismos de formación de la
sepiolita.
A lo largo de la excursión, está previsto visitar cinco canteras donde se explotan
diferentes tipos de bentonitas magnésicas (verdes, rosas, asociadas con paligorskita
y /o sepiolita), relacionadas con arenas micáceas así como niveles de
sepiolita intercalados entre materiales arcósicos, con un volumen de explotación
de 350-400.000 toneladas-año.
------·-------------

158
PARADA N!l. 1 (Responsable Dra. Doval)
BENTONITAS DE MAGAN
Los yacimientos de bentonita explotados en la cuenca de Madrid se sitúan al
norte de la ciudad de Toledo, en la zona de Cabañas de la Sagra (Fig. 4).
En la figura 5, se recoge un corte E-W del sector meridional de la cuenca de
Madrid donde en el nivel de "arcillas verdes" se localizan las explotaciones
de bentonita. ·
w
co del AQullo
Plonlo del Rey
E
IMWIHI~I CH~RT m MARLS ~ GYPSUM IS!iJ RED CLAYS GREENISH CLAYS
11
Figura 5. Corte geológico del Mioceno en el sur de la Cuenca de Madrid.
El muro de esta facies, está aquí constituido por las denominadas "arcillas
rojas de la Sagra" que son los materiales más bajos del Terciario superior que
aparecen en la cuenca y que lateralmente pasan a los yesos del centro de la
misma. Las arcillas rojas de la Sagra son explotadas por su uso en la fabricación
de ladrillos y mineralógicamente están constituidas por más del 90% de filosilicatos,
con contenidos menores en cuarzo y feldespato.
El filosilicato mayoritario es la ilita, seguida en proporciones menores por
esmectita y clorita.
El techo de la formación "verde", en esta zona está constituido por margas ·
dolomíticas más o menos arcillosas, y silificadas en algunos lugares. En la parte
baja de esta unidad, se encuentran frecuentemente niveles centimétricos, o
nódulo de un material rosa, que contiene proporciones variables de sepiolita
(Fig. 6).

159
-----------~----~----·--------~----------A
8 G6 10.04 2 26 17 31 44 1
Figura 6. Difractogramas de muestras de las "facies de arcillas verdes".
A: arcilla verde; B: nivel de transición; C: nivel rosa de sepiolita.
Hacia el techo se intercalan niveles de arenas mi caceas de potencia variable.
El espesor total de la formación es del orden de los 50 m.
Los niveles de bentonitas explotables, llegan a alcanzar como máximo los
3 m. de potencia.
Galán.et al. (1986) han realizado un estudio sobre la caracterización y propiedades
técnicas de la bentonita de Magán.
En la Tabla I se recogen los datos mineralógicos obtenidos por los autores
antes citados. Cabe señalar además, la presencia de zeolitas (clinoptilolita),
puesta de manifiesto por difracción de Rayos X y microscopía electrónica.

160
TABLA I
MINERALOGÍA DE LOS MATERIALES DE MAGAN
Esmectita
Sepiolita
Ilita
Otros
Materiales bentoníticos
Materiales sepiolíticos
50-90(64) Tr-25(10)
(25) (55)
5-40(15) Q,F,Ca,Cb,Go
(10) Q,F ,Ca,Cb,Go
Q: Cuarzo; Ca: calcita; F: feldespatos; Cb: cristobalita; Go: goethita;
( ): proporciones medias; Tr: trazas.
TABLA II
DATOS DE DIFRACCIÓN DE RAYOS X DE LA
ESMECTITA DE MAGÁN
N EG 200oC 550°C K GK
d(A) · Ir d(A) d(A) d(A) d(A) d(A)
14,8-15,2 100 16,9-17,1 13,8 9,7-10 12,8 17,3
4,54-4,57 12 8,9
2,56 10
1,529 15
N: muestra desorientada; EG: muestra orientada solvatada con etilénglicol;
200°C, 550oC: muestra sometida a tratamiento térmico; K: muestra saturada
con potasio; GK: muestra sometida al tratamiento de Greene-Kelly;
Ir: intensidad relativa.
Los diagramas de difracción de Rayos X son típicos de Una esmectita trioctaédrica,
con una banda (060) a 1,5 29 A y un efecto en general agudo en tomo a los
15 A en la muestra seca a temperatura ambiente (Tabla II).
En la Fig. 7 se recogen los resultados del examen por microscopía electrónica
de barrido, que muestra para este material, la tendencia a dar partículas enrrolladas
con aspecto fibroso.

161
a)
b)
Figura 7. Microscopía electrónica de barrido: a) aspecto general de la esmectita de Magán;
b) relación sepiolita-esmectita.

162
La composición química del material se recoge en la Tabla 111.
TABLA III
ANÁLISIS QUÍMICOS, CAPACIDAD DE CAMBIO Y CATIONES DE CAM­
BIO DE LA BENTONITA DE MAGÁN (muestra BA-2)
Muestra total
fracción 1m (x)
Si02
Al203
Fe 2 0 3
FeO
MgO
Ca O
Ti02
Na 2 0
P205
H2o+
Total
H2oco2
C.E.C. = 76 meq/100 g. Mg 2 +
Ca2+
Na+
K+
56,07
7,4
1,83
0,25
23,74
0,67
0,29
0,45
0,10
8,45
99,96
17,00
0,50
43,8 meq/100 g
28,0 meq/100 g
8,1 meq/100 g
1,2 meq/100 g
59,67
7,77
1,33
0,32
29,06
0,87
tr
0,59
100,00
(x) Tras calentamiento a 100° C.
Sobre la base del análisis químico y los datos de difracción de Rayos X
Galán-et al. (1986), proponen para la esmectita la.siguiente fórmula estructural,
correspondiente a una saponita. (Si 2 , 7 Al 0 ,3) {Al 0 ,2F3+ o,o5 Fe2+ o.ot5 Mg2,1) 010
(OH)z Xo,30·
La génesis de estas esmectitas magnésicas, ha sido discutida por Galán y
Castillo (1984) y García Romero et al. (1986), así como por Brell et al. (1986) y
Doval et al (1986) en otras zonas de la cuenca.
El medio de deposición aceptado corresponde a "mud flats" lacustres
asociados a la zona más distal de un sistema de abanicos aluviales.
En cuanto a las condiciones precisas de su formación, para el material
bentonítico, de los datos mineralógicos y sedimentológicos y de su relación con

163
los materiales adyacentes, puede inferirse que los procesos que han influido
principalmente en la misma son la neoformación, o la transformación
diagenética por "crecimiento" a partir de fases esmectíticas alumínicas previas
por un mecanismo similar al propuesto por J ones et al. ( 19 8 3 ), para el lago
Abert.
La sepiolita, en esta formación, parece haberse neoformado como mineral
secundario a partir de la alteración del material bentonítico, en condiciones de
menor alcalinidad. Su disposición en nódulos o niveles discontinuos dentro de la
formación de arcillas verdes, y la relación con la esmectita que se muestra en las
fotografías de microscopio electrónico (Fig. 7) apuntan a esta hipótesis.
Por último, en las tablas IV, V, VI y VII se resumen las características tecnológicas
de las bentonitas, en relación con su utilización en la preparación de arenas
de moldeo, así como en la fabricación de lodos de sondeo, obtenidas a partir del
estudio realizado por Galán. et al., anteriormente citado.
Desde el punto de vista tecnológico, las conclusiones obtenidas por estos
autores establecen la aplicabilidad de estas bentonitas a diversos usos como arenas
de fundición, peletización, lodos de perforación, agentes espesantes, pinturas,
etc.
TABLA IV
PROPIEDADES DE LAS ARENAS DE MOLDEO PARA FUNDICIÓN
Arena silícea ATEF(l) 40/60 (%)
Bentonita (seca a 105° C) (%)
Agua (%)
88,5
7
4,5
Bentonita de Magán Volclay(2)
Permeabilidad
Resistencia a la compresión en verde (g/cm 2 )
Resistencia a la ruptura en verde (g/cm 2 )
.. Resistencia a la fisura en verde (g/cm 2 )
Índice de ruptura (%)
Consolidación
Indice de plasticidad
Índice de deformación
Resistencia a la compresión en seco (kg/cm 2 )
140
720
300
220
79,5
69
19
11
9,9
143
750
180
140
76
70
12
10
11,7
(1) Asociación Técnica y de Investigación de Fundición.
(2) American Colloid.

164
TABLA V
LÍMITES DE ATTERBERG
Límite líquido
Límite plástico
Indice de plasticidad
Bentonita de Magán
685
70
615
Volcay
590
82
508
TABLA VI
CARACTERÍSTICAS TIXOTRÓPICAS
(suspensión 6% de agua)
Bentonita de Magán
Bentonita de Wyoming
Viscosidad· aparente (Cp) 44 38
Viscosidad plástica (Cp) 6 7,5
Límite de flujo (lb/100 sq.ft.) 76 65
Hinchamiento (cm 3 /2g) 40 35
TABLA VII
ESPECIFICACIONES PARA LAS BENTONITAS, OCMA(Il
Flujo (m 3 /Tm)
Pérdida por filtrado (ml)
Humedad (% peso)
Resíduo (% peso)
Análisis en seco (% en peso)
25,4
5,0
12,5
2,5 máximo
98 mínimo
(1) Oil Companies Materials Association

165
PARADA NQ 2 (Responsable Dr. Martín de Vida/es)
Canteras de Santa Bárbara. Se explotan materiales bentoníticos en los niveles
rosáceos, que son utilizados fundamentalmente para arenas de moldeo.
Las observaciones de campo permiten diferenciar de base a techo dos unidades
(Fig. 8-a).
a
o
b
o/ o
50
100 o
e
o/•
50
100
E::J Grenn clays E Shales
~ Pinh. clays ~ Silcrete
E3 Clay
E:iJ Calci te
(31tlite
[[[(] Smect i te
GmKaolinite
Q Sandy silt § Calcrete
~ Quartz
Figura 8. Cantera de Santa Bárbara: a) columna litológica; b) composición
mineralógica de la muestra total; e) composición mineralógica de· la
fracción arcilla.
UNIDAD ARCILLOSA ROSÁCEA (1)
Muestra un espesor visible de 2,50 a 3,50 m. En la base aparecen lutitas rosáceas
con desarrollo de slicken-sides sobre las que se dispone un nivel lenticular

166
de lutitas laminadas. En la parte superior se presenta un nivel de calcreta sacaroidea
con morfología irregular.
Las lutitas rosáceas de la base muestran hacia techo incipientes procesos de
silicificación con distribución irregular y, en ocasiones, con disposición paralela
a la estratificación, formando costras milimétricas.
A techo de esta unidad, se disponen cal cretas de compacidad muy variable,
así como niveles nodulosos de chert.
UNIDAD ARCILLOSA CON ALTERNANCIA DE NIVELES
VERDES Y ROSÁCEOS (11)
Se encuentra constituida por 8,5 m. de lutitas con alternancia de niveles verdes
y rosáceos.
Los niveles lutíticos verdosos se caracterizan por la presencia de fenómenos
de bioturbación e inclusiones de restos vegetales carbonosos. Por otra parte, se
observan abundantes tinciones negruzcas de óxidos de manganeso. Esporádicamente,
estos niveles muestran intercalaciones carbonáceas de geometría
lenticular.
Los niveles rosáceos, intercalados entre los niveles verdes anteriormente mencionados,
muestran un aspecto terroso con inclusiones de materiales más finos.
Destaca el hecho generalizado en estas lutitas rosáceas, de inclusiones perlíticas
verdosas como resultado de la removilización del nivel infrayacente.
Ocasionalmente, estos materiales presentan slicken-sides, intercalaciones
terrosas de calcita e impregnaciones negruzcas de óxidos de manganeso. A techo
de esta unidad, las lutitas verdes muestran claros signos de· carbonatación
diferencial.
Desde un punto de vista sedimentológico, las unidades diferenciadas ponen de
manifiesto la existencia de fases expansivas y retractivas lacustres. Como consecuencia
de esta alternancia y durante las fases retractivas con progresiva aridez,
se originan los niveles de calcretas y silcretas. Es en este caso, donde al encontrarse
los materiales expuestos, cuando los procesos edafodiagenéticos (formación
de calcretas, silificación de niveles lutíticos rosáceos, slicken-sides, planos
de disyunción oblicuos, películas superficiales de óxidos de manganeso, etc ... ),
juegan un papel importante en la modificación de estos materiales.
MINERALOGÍA
La composición mineralógica obtenida (Fig. 8-b ), confirma los criterios sedimentológicos
inferidos anteriormente. La composición mineralógica global pone

167
de manifiesto un antagonismo entre los materiales lutíticos rosáceos y verdosos.
Así, las lutitas rosas se caracterizan por la presencia mayoritaria de esmectitas
triotraédricas ( do6o = 1.5 24 A), mostrando en ocasiones indicios de micas y feldespatos.
Por el contrario, las lutitas verdes muestran una asociación esmectita
dioctaédrica, ilita y caolinita, con porcentajes variables de cuarzo, feldespatos
potásicos y calco sódicos, poniéndose de manifiesto el caraéter detríticos inferido
anteriormente.
Por otra parte, en la mineralogía de los materiales rosáceos destacan dos
hechos significativos (fracción < 2 p.).
(I) La presencia de una banda ancha de difracción entre 10 y 20 A en las
muestras orientadas de la fracción arcilla, que permanece tras la solvatación con
etilen-glicol con un máximo en tomo a los 18 A.
(II) La presencia de una banda muy difusa entre 18 y 26 (29) con un máximo
próximo a 4,1 A, indicativa de la presencia de sílice amorfa (ópalo A).
En todos los casos, a excepción del nivel laminado de la unidad basal, las
esmectitas trioctaédricas muestran una muy baja cristalinidad; por el contrario,
las esmectitas dioctaédricas de los niveles lutíticos verdosas presentan cristalinidades
medias, variables entre 40 y 70% (índice de Biscaye ).
FÁBRICA Y QUIMISMO
El estudio de la fábrica de los niveles rosáceos de las unidades (I) y (II), indica
su carácter glomerular. Estos, están formados por microagregados esferoidales
con diámetros variables entre 1 y 20 p.. Los microagregados glomerulares se
encuentran formados por la asociación de partículas de muy pequeño tamaño
con contactos cara-cara y cara-borde. Las partículas de arcilla en los glomérulos
están totalmente desorientadas, presentándose poros entre microagregados, así
como en su interior.
Los análisis químicos puntuales de los microagregados indican un carácter
silicomagnésico, con porcentajes muy bajos en Al20 3 , Fe20 3 , CaO, K20 y
Na20.
Los niveles lutíticos verdosos, se caracterizan por la presencia de una masa
arcillosa muy escasamente orientada, que engloba granos de cuarzo y feldespatos
irregularmente distribuidos. En algunos casos, estos materiales están formados
por microagregados arcillosos bien orientados, que engloban granos de
cuarzo y feldespatos, dando un aspecto de "flujo turbulento". En este caso, los
microagregados se disponen cara a cara con morfologías alargadas.
Los análisis químicos puntuales ·de los minerales de arcilla, indican un carácter
alumínico-magnesiano, confirmando los resultados mineralógicos anteriores.
---~·---~

168
PARADA NQ 3 (Responsable Dr. Pozo)
Canteras de Malcovadero: se explotan materiales carbonatados con paligorskita
y sepiolita (Fig. 9-a).
( b} .,, < C> .,,
o 50 1000 50 100
Si0 A~0 MgO
2 3
50 20 20
'/o
GGrr~n clnyo; m Sandy c;ill ~ c~,lcrrle B Clay-. E3Sepiolile rn SmN lile
m BP:1:~~rqwn m Cherl D c~:~v·tcrm Jllile UPallnoro;h.itc
§ Dnrh. c:lny @ Lacu-;trine llmclonc ~Calc.il

169
UNIDAD ARCILLOSA (1)
Tiene un espesor visible de 2,5 a 4 m. En la base aparecen arcillas verdes
compactas, que pierden progresivamente la coloración y compacidad, y se transforman
en una masa heterogénea deleznable. En esta masa se reconocen zonas
beiges y grises de aspecto glomerular, que engloban restos de arcillas verdes con
tonos ocres y lentejones aislados de carbonatos. En la parte superior presentan
disyunción en bolas e impregnaciones difusas de materia orgánica.
Entre las arcillas aparece un nivel silíceo de 0,5-1 m., frecuentemente slumpizado,
brechificado y corroído, que engloba restos de arcillas beiges. 'Este nivel
silíceo está recubierto en la parte superior por una aureola de arcillas blancas de
0,5 m.
UNIDAD DETRÍTICO-CARBONÁTICA (11)
Su espesor varía entre 2 y 5 m. y está constituida por sedimentos detríticoscarbonatados
con granulometría variable. En la parte inferior los materiales son ·
limo-arenosos con inclusiones de cantos blandos de arcillas verdes y fragmentos
de caliza, impregnados de carbonatos de tonos amarillentos, que corresponden a
depósitos de talud de tipo "debris flows ". En la parte superior los materiales son
más fi.nos, constituidos por fangos carbonatados y lutitas grises de· origen arcósico,
con restos de vertebrados, que corresponden a depósitos de tipo "mud
flat".
UNIDAD CARBONÁTICA (III)
Tiene una potencia de 2 a 3m. Presenta en la base una alternancia de niveles
lacustres de carbonatos laminados, con restos de plantas y ostrácodos, y niveles
silíceos bandeados de tonos oscuros, que hacia el techo pasan a fangos carbonáticos
con morfologías aciculares. Entre los niveles carbonáticos y silíceos se
intercalan capas muy finas (2-3 cm) de arcillas silicificadas.
Mineralogía y composición química
Los resultados del análisis mineralógico están representados en la Fig. 9-b.
En la composición global de estos materiales, se observa un comportamiento
antagónico de los filosilicatos en la base y zona media, frente a la calcita que es
dominante en la zona superior. La dolomita aparece entre las arcillas marrones y
los lentejones carbonatados de la unidad inferior.

170
Los resultados de la fracción inferior 20 ¡..t., se presentan en la fig. 9-c. En la
composición de arcillas verdes predominan las esmectitas magnésicas
(do6o = 1 ,252) tipo saponita. En la transición hacia los niveles superiores decrecen
progresivamente las esmectitas, incrementándose el contenido en sepiolita y
paligorskita. El mineral dominante en la zona media es la paligorskita, que
decrece progresivamente hacia la zona superior, coincidiendo con la zona de
fangos carbonáticos donde coexiste con sepiolita, esmectitas, ilita e indicios de
caolinita. Las capas arcillosas muy finas intercaladas entre niveles silíceos y carbonáticos
de origen lacustre, muestran un alto contenido en paligorskita.
Los resultados de los análisis químicos de los elementos mayores, se representan
en la Fig. 9-d. Se comprueba un comportamiento semejante del Al, K, Ti y
Fe, con incrementos significativos coincidiendo con las zonas de transición de
arcillas verdes a marrones y en las zonas con disyunción y exposición
subaérea.
FÁBRICA MINERAL
Los materiales arcillosos presentan en lámina delgada un aspecto brechoide
con silicificación generalizada, y numerosas grietas y poros rellenos de
carbonatos. ·
En los niveles detrítico-carbonatados se observan texturas micríticas grumelares
con desarrollo de morfologías gravelosas, que presentan porosidad fenestral
con rellenos de cemento esparítico. Los minerales fibrosos se localizan rellenando
poros y fisuras, con tamaños que no sobrepasan :las 10 ¡..t.
Los agregados fibrosos de sepiolita y paligorskita alcanzan su máximo desarrollo
en las zonas de arcillas grises y blancas que se sitúan a muro y techo de los
niveles silíceos. En las arcillas grises formadas por sepiolita dominante y paligorskita,
la fábrica está constituida por partículas irregulares con grandes huecos
donde se desarrollan finos cristales y agregados de sepiolita con tamaños de 30-
50 ¡..t. En las arcillas blancas formadas exclusivamente por paligorskita la fábrica
es de tipo globular con agregados aciculares, más cortos (4-6 ¡..t) y gruesos que
los de sepiolita.
Los niveles de arcillas laminadas con paligorskita, que intercalados en la unidad
lacustre presentan una fábrica en capas formadas por bolas de sílice con
superficies despegadas, en cuyos huecos se desarrollan formas fibrosas generalmente
muy cortas con tamaños próximos a 1 um.
La génesis de estos materiales es compleja, ya que se pueden reconocer las
formaciones de sepiolita y paligorskita asociada a paleosuelos de tipo vertisoles

171
y cal cretas, que experimentan modificaciones diagenéticas como consecuencia
de fenómenos de removilización producidos por la actividad tectónica. También
se reconocen niveles milimétricos de paligorskita intercaladas entre carbonatos
lacustres. El tamaño de los agregados de sepiolita y /o paligorskita, varía desde
menos de 1 p,, para los ambientes lacustres, entre 105 p, para los paleosuelos, y
se incrementa en la diagénesis con tamaños medios de 2-6 p,. para la paligorskita
y de 10-50 p,. para la sepiolita.
PARADA NE 4 (Responsable Dr. Leguey)
Canteras de Cerro Batallones, donde se explotan materiales sepiolíticos
con carbonatos.
ZONA DE CERRO BATALLONES
Las observaciones de campo permiten diferenciar de base a techo tres unidades,
cuya potencia varía entre 8-12 m. (Fig. 10-a).
(8) ( bl .,. (CJ .,.
o
0 Green c:lays QSandy silt ~ Calcrete E3c1ays OSepiolite O]Smectite
• Organic matter Qouartz/CT-l:lllllite
opal
~ 0dr"- clays E2.J Lacustrine 1 imestone 0calcite
Figura 10. Cantera de Cerro Batallones: a) columna litológica; b) composición
mineralógica de la muestra total; e) composición mineralógica de la
fracción arcilla; d) composición química.
------------------- ---------1

172
UNIDAD ARCILLOSA
Está constituida por arcillas con intercalaciones de lentejones silíceos de distribución
irregular. Las arcillas presentan una transición de color y compacidad
a lo largo del perfil. En la base son arcillas laminadas, compactas, de tonos verdes,
que pasan gradualmente a arcillas marrones y beiges, según el grado de tinción
de óxidos de Fe. Estas arcillas marrones son esponjosas con laminación
difusa cortada por grietas rellenas de carbonatos, y engloban restos lenticulares
de arcillas verdes. En las arcillas beiges predominan texturas grumosas con
ligera silicificación. A techo las arcillas presentan coloraciones oscuras con
materia orgánica dispersa, costras de carbonatos y lentejones silíceos, restos de
raíces silicificadas y disyunción prismática muy acusada.
Los lentejones silíceos tienen desarrollo y contactos muy irregulares con espesores
que varían de 0,3 a 1,5 m. Presentan aspecto brechoide con concreciones y
formas pisolíticas, engloban restos de arcillas beiges, y son frecuentes las cavidades
de disolución.
UNIDAD DETRÍTICO-CARBONÁTICA
Constituida por sedimentos detrítico-carbonáticos, cuya potencia varía de 3 a
6 m. Los niveles detríticos se sitúan en la base y techo de la unidad, son materiales
arenoso limosos de coloración verdosa con materia orgánica dispersa y disyunción
prismática muy acusada. La zona carbonatada de color gris-blanquecino
ocupa la parte intermedia de la unidad, presenta aspecto caótico, con formas glomerulares,
rasgos de desecación y removilización, e intercalaciones irregulares
más compactas de calcretas.
UNIDAD CARBONÁTICA
Constituida por calizas lacustres con intercalaciones de lutitas laminadas, con
una potencia que oscila entre 1,5-2 m. Las calizas tienen abundante fauna de
gasterópodos y presentan fenómenos de desecación, nodulización y silicificación.
Las lutitas parcialmente silicificadas se presentan en niveles de 5 a 1 O
cm.
MINERALOGÍA Y COMPOSICIÓN QUÍMICA
Los resultados del análisis mineralógico en muestra total se representan en la
Fig. 10-b. Los filosilicatos predominan a lo largo de todo el perfil, menos en los
niveles intercalados de carácter silíceo o carbonatado, donde coexisten con
cuarzo, ópalo CT y calcita. Es significativa la presencia de sílice (cuarzo y ópalo

173
CT) y en menor cantidad feldespatos (potásicos y calcosódicos ), en casi todas
las muestras.
En la-transición de arcillas verdes a marrones aparece calcita y ceolitas en
pequeña cantidad. En las arcillas verdes se detecta esporádicamente
indicios de barita.
Los resultados de la fracción inferior a 20 f.L· se presentan en la Fig. 10-c. En
las arcillas verdes predominan las esmectitas magnésicas (do6o = 1,253 A) y en
menor cantidad micas. Estos minerales decrecen progresivamente en la transición
a arcillas marrones, donde la sepiolita es el mineral dominante que pasa a
ser exclusivo en las zonas superiores de tonos beiges. En los niveles detríticos de
la unidad intermedia la sepiolita coexiste con esmectitas y micas. También aparece
sepiolita en las inclusiones arcillosas de los lentejones silíceos, y en las
intercalaciones de niveles arcillosos y en la unidad superior de calizas
lacustres.
Los resultados de los análisis químicos de los elementos mayores se representan
en la fig. 10-d. Estos datos ponen de manifiesto un comportamiento seme- .
jante por parte de Al, K, Ti y Fe que experimentan incrementos notables en las
zonas de transición de las arcillas verdes a marrones y en los niveles detríticos
con disyunción prismática, mientras que descienden notablemente en los lentejorres
silíceos eón inclusiones de sepiolita. Merece la pena destac;:ar el incremento·
de Na en los niveles superiores de calizas lacustres, así como la
proporción relativamente baja de materia orgánica, que oscila de 1,7 a 2,2 con
una relación C/N de 26 a 19.
FÁBRICA MINERAL
Las arcillas verdes muestran en lámina delgada al microscopio óptico textura
laminar con ·inclusiones detríticas de moscovita, cuarzo y feldespatos. En el
M.E.B. se observa con carácter general una estructura glomerular producida por
deformaciones mecánicas.
Las arcillas marrones tienen una textura irregular con micro fisuras rellenas de
calcita, silicificación heterogénea y tinciones ocres. Cuando predominan las
esmectitas se conservan rasgos de la fábrica de las arcillas verdes, con finos cristales
de sepiolita creciendo en los huecos con tamaños próximos a 1-2 f.L·
En los niveles detríticos con disyunción prismática se observa una masa heterogénea
de partículas de aspecto grumoso, con restos de raíces, y silicificación
dispersa. Rellenando poros y fisuras aparecen agregados fibrosos de sepiolita.
Este mismo tipo de agregados, pero más aislados, se observan en las zonas carbonáticas,
donde aparecen partículas grumosas englobadas en una matriz de

174
cemento micrítico. El tamaño medio de estos agregados de sepiolita oscila entre
1-5 p...
Los agregados de sepiolita alcanzan su máximo desarrollo a techo de los lentejones
silíceos. Se reconocen dos tipos de agregados fibrosos, unos laminares
con tamaños próximos a las 10 p.., y otros de forma algodonosa con tamaños que
alcanzan las 50 p.. que engloban a los anteriores. Las condiciones genéticas son
similares a las que tienen lugar en las canteras del Sur (zona de Malcovadero ),
aunque aquí la sedimentación detrítica procede principalmente de la erosión de
arcillas verdes magnésicas. Asimismo, en esta zona los paleovertisoles están
mucho mejor desarrollados.
PARADA NQ 5 (Antonio Castillo - "Tolsa, S.A.'')
YACIMIENTO DE SEPIOLITA DE VICÁLVARO (MADRID)
INTRODUCCIÓN
La sepiolita del yacimiento de Vicálvaro, ha sido utilizada, al menos, desde el
siglo XVIII. En esta época y hasta la invasión napoleónica fue utilizada como
componente en la fabricación de la conocida cerámica del Buen Retiro; posteriormente
durante el siglo XIX y primeros años del siglo XX, fue utilizada como
material de construcción, siendo denominada por los naturales de la región "piedra
loca", debido a su capacidad de flotar en el agua.
La explotación por "TOLSA, S.A." de este yacimiento comenzó en el año
1963, por minería subterránea (método de cámaras y pilares), posteriormente en
el año 1970, se produjo el cambio a la minería a cielo abierto (método de transferencia
de estériles) que se desarrolla en la actualidad.
2. DESCRIPCIÓN LITOESTRATIGRÁFICA
En este yacimiento existen dos niveles mineralizados explotables, asociados a
materiales detríticos de tipo arcósico. La serie estratigráfica tipo, considerada de
techo a muro, está constituida por los siguientes tramos:

175
Madrid-
u
N
1
1
J
Mejorada del Campo
/
Brown orcosic sands ood
sondycloys.
Smectilic axl sepiolitic clays ond
limes tone.
SmecHiic cloys.
Seplolite.
Brown arcosic sands ond sondy cloys.
Brown smectitic cloys.
Se¡:iolite ond dolomiticmarlstones,
Green smectitic cloys whith dolomilic
morlstooes ond dork biotit!c sands.
IK
LEGEND
~ GREEN CLAY ANO OOLOMITE.
C2J LOWER SEPIOLITIC SEAM.
E'ffi] LOWER ARCOSIC SANO ANO SANDY CLAY.
~ UPPER SEPIOLITIC SEAM.
~ UPPER ARCOSIC SANO ANO SANOY CLAY.
Figura 11. Situación de las canteras de Vicálvaro y columna litológica.

176
-Arenas arcillosas cuarzo feldespáticas, de tonos pardo amarillentos y rojizos
y tamaños medios y gruesos que se hacen más finos hacia muro. La potencia
máxima observada en este tramo es de 20 metros.
-Tramo mineralizado superior: constituido por arcillas sepiolíticas asociadas
a carbonatos de tipo calcita en la zona de techo, arcillas esmectíticas y sepiolita
rosada con estructura granular, cuya potencia oscila entre 2 y 1 O metros
hacia muro. Este conjunto litológico cambia de facies hacia materiales silíceos
de tipo chert hacia el Norte y Noroeste, mientras que hacia el Este y Noreste
aumenta de una manera importante su contenido en calcita.
- Arenas arcillosas cuarzo feldespáticas de tonos marrones y rojizos, de
tamaño fino y con mayor cantidad de intercalaciones lutíticas que las descritas
en primer lugar. La potencia media de este tramo es de aproximadamente
15 metros.
- Tramo mineralizado inferior: Este conjunto comienza por arcillas marrones
y beiges esmectíticas que hacia muro cambian a sepiolita y arcillas sepiolíticas
asociadas a carbonatos de tipo dolomítico y a esmectitas de carácter
magnésico. La potencia de los niveles sepiolíticos en este tramo oscila entre 1 y
5 metros. ·
- Arcillas y. margas verdes: Se trata de un conjunto constituido por arcillas
esmectíticas de tonos verdes acompañadas de arcillas rosadas de estructura grumosa
(en un principio explotadas por su poder decolorante), niveles decimétricos
blancos de carbonatos de tipo dolomita y niveles de arenas de tonos oscuros,
caracterizadas por su gran abundancia en micas de tipo biotita. Este conjunto
cambia hacia muro a lutitas y margas negras con un gran contenido en materia
orgánica; la zona de cambio está caracterizada por la presencia de uno o más
niveles centimétricos de carbonatos grises y porque en el techo de las lutitas aparecen
niveles muy finos de arenas biotíticas de tonos generalmente grises. Hacia
muro estas lutitas presentan intercalaciones estratiformes y nodulares de yesos
sacaroideos blancos.
3. MINERÍA
"TOLSA, S.A.", tiene en la actualidad abiertos tres frentes de explotación,
en el central y en la zona Sur se explota el tramo mineralizado superior; en la
zona Norte el tramo mineralizado inferior. En la.zona Norte la potencia media
explotable es de 2,50 m., en la zona central de 5 m. y de 4,50 en la zona Sur; los
recubiertos oscilan desde O m. (explotación sobre afloramiento) hasta un
máximo de 30 m.

177
4. CONSIDERACIONES SOBRE LA GÉNESIS
El origen de los materiales que constituyen este yacimiento se considera
ligado a abanicos aluviales de tipo árido o semiárido. Se invocan dos orígenes
diferentes para las mineralizaciones sepiolíticas, aquellas asociadas a materiales
carbonatados, debieron originarse en las zonas distales de los abanicos, en tránsito
hacia facies palustres y lacustres someras, por períodos de emersión en los
que actuarían procesos edáficos. La sepiolita de mayor pureza (contenidos superiores
al 95%), debió ·originarse en zonas lacustres efímeras, situadas en las
zonas distales de estos abanicos, en las que por las consideraciones de calma tectónica,
ausencia de aportes y quimismo (abundancia de sílice y magnesio y pH
comprendido entre 8 y 9), pudo producirse la formación de sepiolita.
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______________________________________________________________ !

--------------------------------------------------------------- r

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S~cretary:
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