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FACIES WEALD EN ASTURIAS: LA FORMACION PEÑAFERRUZ EN ANTROMERO

2024-10-09T15:13:00.000-07:00

En el Mesozoico la Península Ibérica estaba constituida por un basamento formado por rocas del Precámbrico y Paleozoico levantadas durante la Orogenia Varisca. Durante el Cretácico Inferior sobre este basamento se depositaron sedimentos continentales en facies Weald (conglomerados, arenas y lutitas) a lo largo de una franja que se extendía desde Asturias al Levante, por toda la Cordillera Ibérica y Cordillera Cantábrica. Parte de estos depósitos se pueden ver en Asturias, principalmente en la zona central de la Provincia y parcialmente en la costa entre los cabos Peñas y Torres.

Figura nº 1: Esquema paleogeográfico de la Placa Ibérica durante el Cretácico Inferior
(Universidad de Murcia) con indicación de las zonas con sedimentación continental.

En Asturias el Cretácico aflora principalmente formando una banda de dirección este-oeste que se extiende desde Oviedo hasta Asiego (Carreña de Cabrales) conocida como Depresión Mesoterciaria Central asturiana. Se trata de una banda muy tectonizada cuyo limite septentrional esta constituido por una estructura tectónica muy importante: la Falla de Llanera. En esta banda la unidad basal la constituye la Formación Pola de Siero del Aptiense-Albiense formada por conglomerados, areniscas y lutitas que se apoya discordantemente sobre el Paleozoico y a veces sobre el Triásico. En la parte occidental de la Depresión (Surco de Oviedo) el Cretácico se divide en dos partes una meridional en la que el contacto con el Paleozoico sigue siendo la Fm. Pola de Siero/ Fm. Ullaga y una parte septentrional en el que el Cretácico se apoya sobre el Kimmeridgiense (Formaciones Vega/ La Ñora) mediante una unidad conocida como Formación Peñaferruz.

La continuidad de esta franja cretácica es interrumpida por el Macizo de los Picos de Europa. El Cretácico vuelve a presentarse en Puron y Peñamellera Baja como calizas con rudistas y orbitolinas del Aptiense.

Figura nº 2: Mapa geológico con la Depresión Mesoterciaria Central Asturiana (Fuente: IGME),

El Cretácico de San Pedro de Antromero corresponde a los afloramientos Cretácicos de la Región del Cabo Peñas que aparecen de una manera dispersa sobre el Paleozoico separados de los afloramientos de la conocida como Depresión Mesoterciaria Central asturiana por otra estructura muy importante, la Falla de Ventaniella y constituidos por depósitos aptienses diferentes de los postalbienses de la mencionada Depresión o Surco de Oviedo.

Figura nº 3: Esquema geológico de la parte central de Asturias (Cretácico de España).

En la Región del Cabo Peñas el Cretácico se apoya indistintamente sobre términos paleozoicos, triásicos o jurásicos y esta constituido por dos conjuntos litológicos uno basal clástico y otro superior carbonatado que contiene intercalaciones clásticas se facies similares al conjunto basal. En San Pedro de Antromero la serie cretácica se sitúa discordante sobre el Paleozoico (tanto el Devónico como el Carbonífero) y está constituida por areniscas de una marcada pátina amarilla con niveles delgados de cantos y limos apareciendo horizontes de lignitos. Estas areniscas se han interpretado como depósitos de estuario con dominio fluvial (estratificación cruzada en surco) y retoques mareales indicados por la aparición de laminaciones flaser y bioturbación. Sobre estas areniscas aparecen limolitas arenosas y margas con niveles de icnitas de dinosaurio junto a niveles de acumulación de ostreidos y gasterópodos.

ANTECEDENTES:

El primer trabajo realizado sobre San Pedro de Antromero fue realizado en 1936 por Karremberg que estableció la siguiente columna litoestratigráfica:

Figura nº 4: Columna levantada por Karrenberg en Antgromero.

La zona de San Pedro de Antromero se encuentra en la Hoja nº 14 (GIJON) de la serie cartográfica del IGME.

Figura nº 5: Mapa Geológico del IGME de la Zona de Antromero.

En la cartografía geológica el IGME indica que en el corte de la Playa de San Pedro, debajo de los primeros bancos con Ostreidos y Gasterópodos y directamente encima del flysch carbonífero, hay una serie de 20 m. de areniscas de grano fino y de tonos claros que alternan con arcillas de colores también claros y con algunas intercalaciones de conglomerados, compuestos por cantos silíceos, bien rodados, generalmente poco consolidados, con una matriz de arena poco compacta. Todo el conjunto parece presentar secuencias ciclotemáticas más o menos truncadas. Las arcillas contienen algunos fragmentos de talos de Charáceas. La falta de datos micropaleontológicos no ha permitido datar con exactitud esta formación ni conocer los hiatos sedimentarios que posiblemente existen dentro de la misma. Sin embargo, por su posición estratigráfica, semejante al conglomerado de base del Aptiense marino de las zonas centromeridionales (fuera de la Hoja) que yace sobre el Portlandiense, se pueden considerar ambas formaciones cronológicamente equivalentes y por ir siempre unido al Aptiense se asigna a esta formación como del Barremiense en facies Weald.

Figura nº 6: Columna de Antromero (Hoja del MAGNA de GIJON)

Sánchez de La Torre (1982) atribuye estas areniscas en facies Weald al Barremiense por su situación entre los depósitos jurásicos del Purbeck y el Beduliense carbonatado. Los depósitos en facies Purbeck y Weald indican una emersión a finales del Jurásico que en la zona del Cabo Peñas que ocasiono el casi completo desmantelamiento de los depósitos mesozoicos y la sedimentación de una potente secuencia detrítico-clástica continental (Fm. Peñaferruz) procedentes de áreas emergidas al W y SW y de depósitos estuarinos en las zonas más próximas a la actual línea de costa.

En la siguiente figura se puede apreciar la distribución superficial de las facies terrígenas y carbonatadas del Cretácico Inferior en la zona litoral de Asturias:

Figura nº 7: Distribución de facies del Cretácico Inferior en Asturias (Cretácico de España).

En la siguiente figura se puede ver la columna litoestratigráfica sintética del Cretácico de Asturias:

Figura nº 8: Columna sintética del Cretácico de Asturias.

En esta entrada se describirá la parte basal del Cretácico de Asturias en facies Weald: la Formación Peñaferruz del Barremiense-Aptiense Inferior.

LA FORMACION PEÑAFERRUZ EN ANTROMERO (ASTURIAS).

La Formación Peñaferruz en su estratotipo (Gijón) tiene un grosor de 220 metros y está dividida en dos partes una inferior de 70 m de grosor constituida por conglomerados silíceos y una superior compuesta por 150 metros de areniscas y limolitas con niveles de conglomerados silíceos. Su edad en base a su posición estratigráfica seria Barremiense-Aptiense Inferior y correspondería a las facies Weald.

Figura nº 9: Detalle de la columna sintética del Cretácico de Asturias.

La Formación aflora en numerosos lugares de Asturias siendo una de sus mejores exposiciones la que aparece en la Playa de San Pedro de Antromero en el concejo de Gozón, donde está compuesta por 20 metros de areniscas poco consolidadas con una sola y delgada pasada conglomerática y se dispone se dispone discordante sobre las turbiditas en facies Culm del Carbonífero Inferior. La Formación se presenta con un suave buzamiento hacia el oeste y alguna falla directa de salto métrico en su extremo occidental, tal como se puede ver en la siguiente imagen.

Figura nº 10: Ortofoto (Google) de la Playa de San Pedro de Antromero.

En la Playa de San Pedro de Antromero se encuentra una sucesión completa que abarca desde el zócalo carbonífero (Formación Olleros) a la suprayacente Formación Antromero del Aptiense.

De muro a techo tenemos la siguiente columna:

Muro: Turbiditas formada por una alternancia de brechas, areniscas y pizarras negras (facies flsych) en estratos delgados con abundantes estructuras sedimentarias y algunas bioturbaciones. Estas turbiditas afloran en la parte más oriental de la Playa de San Pedro estando muy bien expuestas en el acantilado y en la rasa mareal. En el contacto con el Cretácico es discordante y presenta un vuelco de la estratificación como se puede observar actualmente en muchas laderas de los montes asturianos en la actualidad.

Figura nº 11: Exposición del flysch carbonífero en la rasa mareal de la Playa de San Pedro,

-0.30 a 0.60 m. Conglomerados y brechas formadas por clastos poligénicos (areniscas, cuarcitas, etc….) están muy mal clasificados con tamaños con tamaños de cantos a bloques, angulosos y subesféricos en una abundante matriz de areniscas negras de grano fino con algún resto carbonoso. Corresponderían un depósito sobre una pendiente tal como indican el vuelco de estratificación que presentan las turbiditas del zócalo carbonífero y el tipo de deposito con grandes bloques. En la playa de Los Cristales este nivel basal esta compuesto de brechas muy mal clasificadas por tamaños y formadas por cantos de cuarcitas claras muy angulosos.

Figura nº 12: Tramo de arenas con pátina amarilla situado encima del nivel basal de brechas con
matriz de arenas negras.

-2.15 m. Areniscas, poco consolidadas, de color negro hacia el muro pasando hacia arriba a grises claras (blancuzcas) con patina amarillenta. Son areniscas masivas de grano fino formadas casi exclusivamente por granos de cuarzo hialino con muy poca arcilla. Llevan algunos clastos cuarcíticos de colores claros y aplanados, dispersos por el tramo, pero a veces alineados en niveles paralelos a la estratificación (lags). Corresponderían a depósitos fluviales de alta energía.

El techo del nivel vendría marcado por una acumulación (lag) de cortezas de troncos de árboles transformadas en lignito de la variedad azabache.

Figura nº 13: Arenas de pátina amarillenta con clastos de cuarcita tamaño gravas (algunos imbricados)
y un nivel de acumulación de cortezas de arboles carbonizados (lignitos variedad azabache).

-1.80 m. Arenas cuarzosas de grano fino con tonos blancuzcos y pátina amarillenta, con poca matriz arcillosa. Llevan pasadas (lags) de clastos tamaño canto y grava subredondeados. Corresponderían a depósitos fluviales sin poder especificar más por la falta de estructuras sedimentarias.

-2.10 m. Areniscas cuarzosas de grano fino, masivas, de tonos blancuzcos y patina amarillenta presentan una intensa bioturbación marcada por galerías rellenas de arenas oscuras. A techo presentan un nivel de areniscas de grano más grueso con laminaciones onduladas de mediana escala. Escasa presencia de cantos de cuarcitas dispersos y de cortezas de troncos.

-2.50 m. Tramo de areniscas blancuzcas y patina amarillenta llevan algún lag de cantos poco gruesos (gravas) de cuarcitas beiges, laminaciones cruzadas en surco de mediana escala. Alguna bioturbación y cortezas de troncos.

Figura nº 14: Laminaciones cruzadas en surco en arenas con pátina amarillenta.

A techo aparece un nivel de arenas algo más consolidadas, con laminaciones cruzadas debidas a la migración de canales que pueden presentar superficies erosivas marcadas por acumulaciones delgadas e irregulares de gravas.

Figura nº 15: Arenas amarillas con un nivel de paleocanales a techo. Sobre estas arenas
se sitúa un nivel de granulometría mas fina.

-3.30 m. Tramo parcialmente tapado de arenas blancuzcas de grano muy fino, cuarzosas, con matriz arcillolimosa, que en su parte superior se presentan en estratos decimétricos.

-1.00 m. Arenas blancas bien estratificadas que aparecen en lentejones debido a la erosión ocasionada por un nivel de conglomerados silíceos (pudingas) bien clasificadas con clastos tamaño canto y grava redondeados y subesféricos compuestos fundamentalmente de cuarcitas grises.

Figura nº 16: Sobre las arenas arcillo-limosas se sitúa un nivel de arenas y conglomerados que marcan
el inicio de un tramo de color mas oscuro.

Se trata de un conglomerado clastosoportado con matriz de arenas de grano fino, negras. El tramo presenta un acuñamiento lateral disminuyendo de espesor hacia el oeste. Corresponderían a depósitos fluviales de tipo braided.

Figura nº 17: Conglomerados siliceos clastosoportandos (pudingas) bien clasificados,
formados por clastos de cuarcitas grises bien redondeados y subesfrericos.

-1.90 m. Areniscas cuarzosas de grano fino de color negro, con abundantes granos de lignito. A muro presentan hiladas de cantos de cuarcitas formando una transición gradual de tramo de pudingas infrayacente. Hacia arriba lag de cortezas transformadas en azabache. Abundante bioturbación y piritas. A techo aparece una capa de lignito de disposición y grosor muy irregular.

Figura nº 18: Arenas negras con abundante lignito y piritas granulares.

-1.60 m. Arenas masivas de grano fino y color gris blancuzco con abundante bioturbación formada por galerías rellenas de arenas más oscuras. Abundan las cortezas de árboles carbonizadas a veces acumuladas en superficies.

Figura nº 19: Arenas intensamente bioturbadas con abundantes cortezas de vegetales carbonizadas.

-1.60 m. Arenas masivas de grano fino, de color predominantemente negro intensamente bioturbadas con abundantes cortezas de troncos transformados en azabache. Estos tres últimos tramos se depositarían en una llanura deltaica con áreas palustres.

-0.90 m. Areniscas de grano fino, blancuzcas con abundantes bioturbaciones formadas por excavaciones orgánicas rellenas de un material de color más oscuro. Hacia el techo aparecen numerosos bioclastos gruesos y fósiles dispersos de gasterópodos (paraglauconias) y de ostreidos. Sería un nivel de transición entre los depósitos de llanura deltaica y la zona litoral que aparecería en la parte superior del nivel.

Figura nº 20: Arenas blancas con bioturbaciones y fósiles de gasterópodos.

-0.60 m. Nivel areno-margoso de color gris con una acumulación de ostreidos que lateralmente pasa a un nivel de calizas grises seudonodulosas con ostreidos y gasterópodos cónicos (gluconias).

Figura nº 21: Acumulación de ostreidos (lumaquela) con apretado denso.

Es el límite entre la Formación Peñaferruz y la Formación Antromero y correspondería a un medio litoral que evoluciona a un medio marino más abierto. En este nivel se encontró la vertebra de dinosaurio (Iguanodon) que corresponde al primer resto óseo directo encontrado en el Cretácico Inferior de la Cordillera Cantábrica y descrito anteriormente (Julio 2019) en este blog.

Figura nº 22: Vertebra de dinosaurio atribuida a un iguanodon, con gran cantidad de fósiles de
ostreidos adheridos a la misma.

-1.70 metros. Margas grises con calizas margosas en estratos delgados. Fósiles de ostreidos y gasterópodos junto a pisadas de dinosaurio. Depósitos de lagoon adscritos a la suprayacente Formación Antromero.

Figura nº 23: Nivel de margas grises con calizas sobre la lumaquela de ostreidos y gasterópodos.

La serie antes descrita queda resumida en la siguiente columna litoestratigráfica:

Figura nº 24: Columna litológica de la Playa de San Pedro de Antromero.

Pese a su aparente monotonía litológica esta unidad, descrita pormenorizadamente anteriormente, puede ser dividida en al menos 4 tramos diferenciados:

Figura nº 25: Secuencia completa de la Formación Peñaferruz en la Playa de San Pedro de Antromero.

De muro a techo se pueden diferenciar los siguientes tramos:

-Tramo Inferior o amarillo: con un grosor de 12,35 metros comienza con un nivel grueso formado por conglomerados y/o brechas, muy mal clasificados, que en la Playa de San Pedro se apoya directamente sobre las turbiditas de la Formación Olleros del Carbonífero Inferior y en la adyacente Playa de Los Cristales sobre la Formación Piñeres del Devónico Superior indicando su sedimentación sobre un abrupto paleorelieve. Este tramo se caracteriza por estar formado por arenas cuarzosas blancas en bancos masivos métricos (1,5-2,0 m) con clastos de cuarcita de pequeño tamaño, bien redondeados y subesfericos dispersos o acumulados en superficies (lags) o delgados niveles irregulares. Estos bancos están separados por superficies difusas de aspecto ondulado o marcadas por lags de cantos y/o restos de cortezas vegetales. La estratificación presenta acuñamiento contra el basamento paleozoico sobre el que se dispone “on lap”. En la parte superior el tamaño de grano disminuye y aparece una poco marcada estratificación decimétrica, El tramo presenta un color amarillo debido a una pátina de azufre procedente de la alteración de la pirita que contiene el lignito de los abundantes restos vegetales que aparecen por todo el tramo.

Figura nº 26: Arenas con pátina amarilla y niveles de acumulación de gravas.

Las estructuras sedimentarias no son muy abundantes en el tramo y principalmente corresponden a superficies erosivas marcadas por niveles irregulares de conglomerados finos, arenas con gravas y laminaciones cruzadas en surco y superficies onduladas. A techo aparece un tramo con paleocanales.

-Tramo medio o negro: Tramo de 2.90 metros de espesor con un característico color negro que comienza con un nivel métrico de conglomerados silíceos bien clasificados (pudingas) con clastos redondeados de cuarcitas oscuras y matriz de arena negra que se dispone erosivamente sobre unas arenas bien estratificadas. Estas pudingas pasan de un modo gradual a arenas negras con una gran cantidad de restos vegetales carbonizados y mucha pirita en agregados granulares. A veces se disponen en acumulaciones de lignito en capas irregulares.

Figura nº 27: Tramo medio marcado por su color mas oscuro debido a su mayor contenido
en materia orgánica (lignito).

-Tramo Superior o bioturbado: con un grosor de 4,1 metros está formado por arenas cuarzosas de grano fino de color blanco con una intensa bioturbación marcada por galerías rellenas de arenas mas oscuras. Presentan gran cantidad de restos vegetales carbonizados (lignitos). A techo de este Tramo aparecen los primeros fósiles de gasterópodos (paraglauconias) en unas arenas bioturbadas de color más claro.

Figura nº 28: Tramo superior de arenas bioturbadas sobre el tramo medio de color negro.

-Tramo de transición: Caracterizado por su color oscuro y carácter margoso comienza con una lumaquela de ostreidos que lateral y rápidamente, hacia el norte, pasa a calizas grises con ostreas y gasterópodos. Sobre este tramo lumaquélico aparece un tramo margoso muy alterado que contienen niveles calcáreos con pisadas de dinosaurio. Este tramo aflora mejor al otro lado de la península en la playa de el Bigaral o de los Cristales donde esta formado por margas negras con ostreas con calizas donde se ha encontrado una vértebra de dinosaurio.

Figura nº 29: Contacto entre el tramo superior de arenas bioturbadas y las margas
grises con restos de dinosaurios.

EDAD DE LA FORMACIÓN:

Se ha estudiado (I. Rodríguez-Barreiro et al) un conjunto palinológico de cinco niveles estratigráficos del Cretácico Inferior correspondientes a la Formación Peñaferruz en la Playa de San Pedro de Antromero, para determinar la edad exacta de esta formación. Las asociaciones painológicas sugieren una edad no mayor al Aptiense en base a la presencia de especies como Trilobosporites hannonicus, Cicatricosisporites venustus, Cicatricosisporites berouensis, Ephedripites dudarensis y Reticulisporites semireticulatus. Esta asignación de edad implica una nueva relación entre las formaciones Peñaferruz y Antromero, siendo la Formación Peñaferruz más joven de lo que se pensaba anteriormente. Esto posiblemente hace que ambas formaciones sean contemporáneas, al menos en la sección de la Playa de San Pedro de Antromero, sugiriendo un cambio lateral de facies entre estos depósitos.

Por otra parte, J.L. Alonso et al han estudiado palinológicamente tres muestras del afloramiento de Lamasanti (Sariego) correspondientes a la Formación Pola de Siero. En una de ellas (Lamasanti 1), no ha presentado contenido palinológico. Las otras dos muestras sí que han proporcionado cantidades representativas. en mal estado de conservación, de miosporas (esporas de criptógamas) y granos de polen sin haberse hallado dinoquistes, acritarcos, ficomas de tasmanáceas, ni otros palinomorfos que pudieran indicar influencia marina. La presencia de granos de polen de angiospermas indica una edad cretácica para las dos muestras estudiadas. A partir del Valanginiense las angiospermas se diversificaron y aumentaron su presencia y peso en los ecosistemas cretácicos. Sus granos de polen llegaron a ser dominantes en las asociaciones polínicas a partir del Albiense superior (Barrón et al., 2015).

Figura nº 30: Ámbito de coincidencia de especies palinológicas en Antromero.

La presencia de Cicatricosisporites venustus, Pennipollis sp., Clavatipollenites minutus y de Monosulcites chaloneri indica que la edad de los niveles estudiados no es más antigua que el Barremiense, ya que las cuatro especies citadas se registran por primera vez en el Hemisferio Norte a partir este piso (Peyrot et al., 2007; Villanueva- Amadoz et al., 2010). Por otra, la escasa diversidad de granos de angiospermas junto con la ausencia de polen tricolpado, cuyos primeros registros en la Península Ibérica corresponden al Aptiense inferior de la cuenca Vasco Cantábrica (Navarro et al., 2011), restringiría la edad.

DISPOSICION TECTONICA;

La Región de los Cabos Peñas y Torres donde se encuentra Antromero pertenece a la Unidad Somiedo-Correcilla según la división en Unidades de la Zona Cantábrica de Julivert.

Figura nº 31: Situación de Antromero en el esquema de las unidades mayores de la Zona Cantábrica.

Los materiales mesozoicos incluida la Formación Peñaferruz presentan una disposición subhorizontal sobre un basamento paleozoico intensamente plegado, tal como se puede observar en la siguiente fotografía:

Figura nº 32: La Formación Peñaferruz dispuesta horizontalmente sobre un basamento devónico
intensamente plegado (Formación Piñeres).

En La Playa de San Pedro de Antromero el Cretácico aparece con una suave inclinación (15º) al NW debida al empuje que produce la falla que constituye el límite del paleozoico y el Cretácico, empuje muy visible en la playa de Luanco. Esta inclinación desaparece hacia el Oeste, pero se mantiene hacia el Norte.

Figura nº 33: Contacto fallado del Cretácico y el Carbonífero en la Playa de Antromero (IGME)

En Antromero la Formación Peñaferruz está afectada por algunas fallas directas de salto métrico como la que se puede ver en la siguiente imagen que desplaza a todo el tramo superior de la Formación.

Figura nº 34: Falla directa afectando a la Formación Peñaferruz en la Playa de San Pedro.

En la siguiente figura se puede ver un esbozo de la disposición tectónica en la Península de San Pedro de Antromero teniendo en cuenta que la Formación Antromero es un cambio lateral de la Formación Peñaferruz según indican los datos cronológicos que indican que ambas formaciones serian coetáneas.

Figura nº 35: Corte Geológico de la Península de Antromero.

CONTENIDO FAUNISTICO:

La Formación Peñaferruz debido a su naturaleza detrítico clástica y origen continental presenta un pobre contenido fosilífero. Los restos fósiles mas abundantes son los vegetales y concretamente las cortezas de árboles carbonizadas convertidas en lignito (variedad azabache), estos restos se encuentran en toda la columna estratigráfica, bien dispersos o bien acumuladas según superficies y algunas veces formando pequeñas capas de carbón. En toda la columna, pero preferentemente el nivel negro (tramo 2) estos lignitos presentan un alto contenido en pirita cuya oxidación produce el azufre que da la característica pátina amarilla de toda la Formación.

Entre los numerosos restos vegetales dispersos por toda formación los mas abundantes, casi únicas, corresponden a cortezas de árboles algunas de gran tamaño:

Figura nº 36: Restos de un tronco conservando su aspecto de madera.

Estos fragmentos de madera, preservados sin carbonizar, conservan su estructura y aspecto original, tal como se puede observar en los ejemplares de la siguiente fotografía:

Figura nº 37: Fragmentos de madera sin carbonizar de la Formación Peñaferruz.

Incrustados en las arenas blancas se encuentran fragmentos de ramas carbonizados que pueden presentarse aislados o acumulados en niveles (lags) que marcarían superficies de acumulación.

Figura nº 38: Fragmentos de ramas incrustadas en arenas blancas.

Algunas de las ramas carbonizadas presentan formas y estructuras típicas de los vegetales como se puede ver en la siguiente imagen:

Figura nº 39: Fragmentos de ramas carbonizadas manteniendo su forma y estructuras como
el nodo donde se acoplaría una hoja o un fronde.

Durante el Aptiense la vegetación típica estaba constituida por un estrato arbóreo de coníferas de las que procederían las abundantes cortezas que hay en la formación y un sotobosque formado por helechos y cicadofitas.

Reconstrucción del ambiente vegetal durante el Aptiense (Rosario Romero 2005).

Las primeras faunas en aparecer son los gasterópodos casiopidos (Paraglauconias), localizados a techo de un nivel de arenas blancas muy bioturbadas, en forma de bioclastos y algún ejemplar entero, pero de pequeño tamaño.

Figura nº 40: Paraglauconia de Antromero.

En las arenas con abundante participación carbonosa, además de paraglauconias, se encuentran dientes de peces:

Figura nº 41: Paraglauconia y un diente de pez. Playa de Los Cristales.

Sobre las arenas blancas bioturbadas con paraglauconias se localizan unas margas negras con una gran acumulación lumaquela de ostreidos formada por fragmentos lamelares de ostreidos densamente empaquetados. A techo de la lumaquela aparece un nivel decimétrico con un mayor contenido en cemento carbonatado posiblemente procedente de la disolución de las conchas de las ostras. Este nivel evoluciona rápidamente hacia el norte a una caliza gris con gran cantidad de gasterópodos (Glauconias).

Figura nº 42: Banco de calizas con gasteropodos, cambio lateral de la
lumaquela de ostreidos del limite Peñaferruz-Antromero.

Muchos investigadores colocan el techo de la Formación Peñaferruz en el primer nivel de margas negras que contienen la primera lumaquela de ostreidos nivel que aparece sobre las arenas blancas intensamente bioturbadas con los primeros fósiles de gasterópodos.

Figura nº 42: Tramo que contiene el contacto entre las Formaciones
Peñaferruz y Antromero en la Playa de San Pedro de Antromero.

También sería posible situar el techo de la Formación Peñaferruz más arriba donde vendría marcado por la aparición del primer nivel grueso de calizas fosilíferas de aspecto seudonoduloso con una intensa bioturbación por grandes thalassionoides de claro origen marino.

Figura nº 43; bioturbación por grandes thalassinoides a muro de un banco de calizas
fosilíferas.

El motivo de esta nueva propuesta de limite es la aparición en esas margas grises con ostreidos y gasterópodos de pisadas y huesos de dinosaurio lo que indicaría que este tramo aun debería de considerarse como de facies continental concretamente de una costa o litoral posiblemente con lagunas salobres.

Figura nº 44: Situación del nivel con pisadas de dinosaurio por encima de la lumaquela de
ostreidos en el acceso a la Playa de Antromero.

En este tramo el autor de esta entrada encontró el único resto directo (ver figura nº 22) de un hueso de dinosaurio encontrado en el Cretácico Inferior de la Cordillera Cantábrica. A falta de un estudio más detallado del fósil (depositado en el MUJA) parece ser probable que se trate de una vértebra caudal de un Iguanodón.

Figura nº 45: Iguanodon en una playa cretácica.

El fósil es una vértebra caudal de gran tamaño que lleva adheridos ostreidos lo que nos indicaría que el dinosaurio productor viviría en una zona pantanosa litoral con aguas salobres o bien que la vertebra fue arrastrada por las corrientes fluviales desde el interior continental hasta la zona costera donde se le adhirieron las ostras como se puede apreciar en la fotografía de la fisura nº 22.

La actividad biológica durante la sedimentación de la Formación Peñaferruz viene evidenciada, además de por los restos fósiles, por los indicios de la actividad de los organismos que vivían en este medio ambiente y ocasionaron la bioturbación de los depósitos sedimentarios.

Figura nº 46: Arenas blancas con una intensa bioturbación.

Los niveles de arenas con bioturbación son abundantes en el perfil de San Pedro de Antromero y aparecen como galerías irregulares rellenas de arenas mas oscuras que las arenas blancas del depósito original han sido descritas como del para género Ophyomorfa. En detalle estas galerías son subverticales con una estructura helicoidal y una cámara al final.

Figura nº 47: Detalle de una de las galerías de la fotografía anterior.

En la Punta de la Riva el techo de la Formación Peñarruz viene marcado por un nivel de arenas arcillosas marrones con una intensa bioturbación por raíces muy diferente de la bioturbación que aparece al techo de la formación en la Playa de San Pedro, indicando un cambio importante en el medio de sedimentación:

Figura nº 48: Bioturbación por raíces a techo de la Formación Peñaferruz. (Punta de La Riva)

AMBIENTE SEDIMENTARIO.

L. Sánchez de La Torre en el Libro El Cretácico de España (1982) describe esta formación como una sucesión de 25 metros de espesor de areniscas con niveles de cantos y de limos que presenta un conglomerado basal que corresponde a un depósito con cantos posiblemente heredados del Jurásico, envueltos en una matriz oscura con materia orgánica y con las características de un suelo ligeramente transportado. La estratificación cruzada en megaripples, la laminación flaser en los limos con bioturbación moderada, los restos vegetales que se pueden acumular en horizontes de lignitos, piritas, cantos ferruginosos y las secuencias que presenta esta Unidad, permiten identificarla, en su conjunto, como depósitos internos de estuario en los que los canales con dominancia fluvial presentan retoques mareales en dirección opuesta y finalmente las corrientes de marea condicionan la formación de canales, megaripples y bancos, entre los que se depositan fangos con bioturbación moderada. No existen restos de fauna y solo aparecen restos inclasificables que tradicionalmente se han atribuido al Barremiense y a la facies Weald. El área madre estaría situada al W y SW.

En Antromero, el Cretácico se dispone prácticamente horizontal con un suave buzamiento (15º) hacia el oeste, buzamiento que puede llegar a verticalizarse en el contacto por falla con el basamento paleozoico como pasa en Luanco y Llanes. En la Playa de Antromero el contacto con el Paleozoico es mediante una fractura que afecta a una discordancia angular desarrollada entre las turbiditas carboníferas y la Formación Peñaferruz, ocasionando el suave buzamiento que afecta a la serie cretácica y que se va amortiguando hacia el oeste, presentándose prácticamente horizontal en las playas de la Gargantera y Aramar.

El Cretácico de Antromero se sedimento en un medio que evoluciono de continental con depósitos siliciclásticos (conglomerados y arenas con abundantes restos vegetales) a marino abierto formado por calizas con abundante fauna marina (corales, bivalvos, gasterópodos,) pasando por un medio litoral o de transición con abundantes ostreidos y gasterópodos y frecuentado por dinosauros. En la siguiente figura se puede ver esta evolución sedimentario correspondiente a una transgresión marina.

Figura nº 49: Evolución de la sedimentación en Antromero (Geolodia 2015).

M. Alonso-García y J.R. Bahamonde estudiaron la sedimentología del Cretácico de Antromero estableciendo varias asociaciones de facies:

Asociación fluvio deltaica: constituida por las siguientes litologías: A) pudigas (ortoconglomersdos cuarcíticos) de clastos redondeados; B) areniscas de grano fino con cantos cuarcíticos dispersos en horizontes, con laminación paralela y bioturbación por ophiomorfa; C) areniscas de grano fino con clastos cuarcíticos dispersos y fragmentos vegetales, laminación cruzada de media escala; D) areniscas arcillosas bioturbadas por raíces; E) lutitas arenosas oscuras con laminación paralela y abundantes fragmentos vegetales; F) areniscas arcillosas con abúndate materia orgánica, fragmentos vegetales a veces piritizados y bioturbación por animales. Las facies A, B y C corresponderían a depósitos fluviales de baja sinuosidad (braided), D y E se interpretan como depósitos de llanura deltaica y la facies F como depósitos de prodelta.

Asociación de estario-lagoon. Constituida por las siguientes litologías: A) Areniscas de grano fino con gasterópodos (cassiopidos y cerithiaceos) y ostreidos (Exogyra) formando una acumulación con empaquetamiento suelto. B) Lumaquela de ostreidos (Exogyra) con empaquetamiento denso. C) Margas y calizas margosas con gasterópodos (cassiopidos y cerithiaceos y nerítidos), bivalvos y pisadas de dinosaurios; D) Calizas bioclásticas y arenosas bioturbadas, con algas, gasterópodos, foraminíferos, bien estratificadas con techos ondulados. Las facies A y B corresponderían a las etapas inicial y final de un biostromo de ostreidos. La C correspondería a depósitos de fango alrededor del biostromo y la facies a capas de tormenta.

Asociación llanura de marea terrígena. Constituida por las siguientes litologías: A) Areniscas cuarzosas de grano fino canaliformes con vegetales e invertebrados y estratificación cruzada y planar de media escala. B) Alternancias de arenas finas y lutitas oscuras con estratificación flaser, ondulante y lenticular: C) Lutitas arenosas oscuras muy bioturbadas por raíces y galerías de origen animal; D) Calizas bioclásticas arenosas con estratificación cruzada en surco de mediana escala parcialmente borrada por Thalassinoides.

Esta Unidad siliciclástica que constituye la Formacion Peñaferruz depositaria, sobre un zócalo paleozoico, sobre el que se desarrollaría un ambiente fluvio-deltaico. La parte inferior de la secuencia correspondería a depósitos fluviales (areniscas con cantos, pudingas y lignitos) de la parte superior del delta hacia arriba pasaría a depósitos con abundantes lignitos y piritas depositados en medios palustres de zonas de la llanura de inundación con bancos de areniscas masivas depositadas por canales distributarios. Hacia la parte más alta de la secuencia se irían instalando condiciones litorales con abundante bioturbación y acumulaciones de fósiles (gasterópodos y ostreas) de medios de frente deltaico que lateralmente pasan a condiciones mas marinas, tanto en la vertical como en la horizontal.

Según el contenido palinológico de las muestras estudiadas en la Formación Pola de Sierro el clima debió ser cálido, de tipo subtropical. En la Península Ibérica hay pocos datos sobre floras barremienses y parece que estas señalan la existencia de climas cálidos con una estación tórrida y otra, que correspondería con el invierno, más húmeda (Diéguez et al., 2010).

En Antromero la Formación Peñaferruz comenzó su sedimentación en un clima húmedo y cálido como indica la existencia de una costra ferruginosa en la superficie de la discordancia y de brechas con grandes bloques angulosos encima de ella. El resto de la formación se depositaria en un clima similar en que se desarrollaría un abundante vegetación arbórea. Como se ha mencionado las formaciones Peñaferruz y Antromero son coetáneas y representan un cambio lateral de condiciones de sedimentación continentales a marinas. Las faunas marinas de la Fm. Antromero, especialmente los corales, también indican un clima tropical o subtropical que debió de ser generalizado durante el Aptiense.

EVOLUCION LATERAL DE LA FORMACION PEÑAFERRUZ:

El afloramiento del Cretácico Inferior de la Playa de Antromero continua hacia el Oeste siendo posible su observación de una manera continua durante 1200 metros, hasta la Playa de Aramar. En la parte occidental de la Península de Antromero la formación presenta algunos cambios rápidos, principalmente una disminución del espesor de la Formación que se acuña hasta desaparecer hacia el Norte.

El acuñamiento de la Formación Peñaferruz es muy visible en el acantilado occidental de la Península de Antromero donde esta formación llega a desaparecer colocándose la Formación Antromero directamente sobre el Paleozoico.

En esta zona el nivel basal de la Formación Peñaferruz está formado por un tramo de grosor métrico de brechas de clastos angulosos de cuarcitas tamaño cantos y bloques en una matriz de arenas. Los cantos presentan rubefacción y se sitúan sobre depósitos devónicos siliciclásticos de grano fino que presentan una intensa meteorización o bien sobre cuarcitas blancas inalteradas recubiertas por una superficie ferruginosa.

En la Playa de los Cristales o del Bigaral la Formación Peñaferruz discurre subhorizontal sobre el Devónico superior (Formación Piñeres) verticalizado, con un grosor continuo de +- 10 metros y está formada por arenas amarillentas con lignitos que se han depositado sobre una superficie prácticamente plana.

Figura nº 51: Superficie plana sobre la que se sitúa la Formación Peñaferruz. Playa de La Gargantera.

En la Punta de Riba la Formación Peñaferruz recupera el grosor que presenta en la Playa de San Pedro de Antromero (+-20 m) y una disposición estratigráfica parecida con cuatro tramos (inferior o amarillo, medio o negro, superior o blanco y de transición o gris.

Figura nº 52: La Formación Peñaferruz en la Punta de La Riba.

En el tramo inferior se localizan unas arenas amarillas con un nivel de con acumulación de clastos de cuarcita con una pátina ferruginosa.

Figura nº 53: Nivel ferruginoso en el tramo inferior de la Formación Peñaferruz en la Punta de La Riba.

El tramo medio esta formado por un nivel de arenas negras con lignito y separado del inferior por una superficie muy neta con acumulación de lignito, tal como se puede ver en la figura nº 52. No aparece el nivel de pudingas que hay en la Playa de San Pedro.

El tramo superior presenta una secuencia formada por unas arenas blancas de las que no se ve su muro sobre las que se disponen unas arenas rojas por la tinción de hierro procedente de la descomposición de fragmentos de cortezas carbonizadas. Sobre estas arenas rojizas se dispone un tramo de arenas blancas con bioturbaciones del mismo tipo de las de la Playa de Antromero con un horizonte de cortezas vegetales carbonizadas.

Figura nº 54: Secuencia en el tramo superior de la Fm. Peñaferruz (Punta de la Riva)

La parte superior del afloramiento lo constituye un tramo de arenas blancas sin bioturbación con estratificación cruzadas de media escala. Este nivel de areniscas blancas de grano fino con mas de un 90% de contenido en cuarzo que han sido explotadas artesanalmente con fines abrasivos.

Figura nº 55: Detalle de la fotografía de la figura anterior con una buena exposición
de las arenas bioturbadas y de las arenas blancas con laminaciones cruzadas.

El techo de esta secuencia lo constituye un nivel de arenas arcillo-limosas con bioturbaciones por raíces sin la presencia de las margas grises de Antromero.

EVOLUCION VERTICAL.

En el Pedrero de La Baseta dentro de la Formación Antromero aparece un nivel decamétrico de facies similares a las de la Formación Peñaferruz lo que indica una pausa regresiva dentro de la transgresión Aptiense.

Figura nº 56: Tramo de arenas blancas con lignito en la Fm. Antromero (Pedreru La Baseta).

Este tramo detrítico clástico esta constituido por arenas amarillas, blancas y negras con abundantes restos vegetales (corteza en lignito). Aparecen niveles de calizas arenosas con abundantes restos vegetales y piritas y pisadas de dinosaurio.

Figura nº 57: Pisada de dinosaurio produciendo el aplastamiento de una corteza vegetal.

A techo de este tramo detrítico justo debajo del segundo tramo calcáreo de la Formación Antromero aparece una intensa bioturbación por raíces desarrollada bien en arenas blancas o bien en arenas con arcillas beiges.

DISCUSIÓN:

Las observaciones realizadas en la zona me han llevado a introducir algunos cambios en la cartografía geológica digital del IGME de la zona de San Pedro de Antromero. Estos cambios afectan principalmente a la corrección de la omisión en la cartografía digital oficial del flysch carbonífero de la Playa de San Pedro y la presencia de un pequeño retazo de Triásico sobre las calizas carboníferas que afloran en el borde oriental de la Playa de San Pedro (arroyo de Pielgo).

Figura nº 58: Mapa geológico de la zona de la Península de Antromero.

En San Pedro de Antromero la unidad basal del Cretácico de Asturias, la Formación Peñaferruz, presenta las características de haberse depositado sobre un paleorelieve generado por la emersión finijurásica ya que aparece discordante sobre terrenos devónicos, carboníferos y permotriásicos de naturalezas litológicas muy diferentes: pizarras, cuarcitas, arcillitas. Concretamente en la Playa de San Pedro la Formación Peñaferruz se deposita sobre las turbiditas en facies Culm de la Formación Olleros del Carbonífero Inferior y posiblemente sobre una ladera inclinada como muestra el vuelco de la estratificación que se produce en el contacto entre ambas unidades y la presencia sobre la discordancia de grandes bloques poco redondeados y la disposición "on lap" de la Formación.

En cambio, en la adyacente Playa de Los Cristales o del Bigaral la sedimentación se realiza sobre la Formación Piñeres (Devónico superior) en este caso sobre una superficie muy meteorizada con una costra ferruginosa que, también, llega a afectar a los clastos de la brecha basal.

Figura nº 59: Brechas que marcan la base del Cretácico Inferior (Fm. Peñaferruz) sobre rocas
muy alteradas del Devónico superior (Fm. Piñeres).

Todo parece indicar que el clima en el momento del inicio de la sedimentación Cretácica seria húmedo y cálido (tropical o subtropical).

En la Península de Antromero se observa un rápido acuñamiento de esta unidad, acuñamiento que se viene produciendo desde la localidad tipo de la Formación en Peñaferruz (Gijón), 15 kilómetros al sur de Antromero, donde la unidad presenta un grosor de 220 m. en contraposición de los 20 que presenta en Antromero. En la Playa de Los Cristales la suprayacente Formación Antromero llega a situarse directamente encima del basamento paleozoico constituido por las cuarcitas devónicas de la Formación Piñeres por lo que hacia el norte la sedimentación marina se produce directamente sobre el zócalo paleozoico desapareciendo la sedimentación continental detrítica.

En el perfil de la Playa de Antromero la Formación Peñaferruz se puede dividir en tres tramos arenosos mas un tramo margoso de transición:

-Un Tramo Inferior o amarillo; de 13 metros de espesor que se apoya sobre las pizarras en facies Culm carboníferas mediante una discordancia marcada por un nivel submétrico de acumulación de clastos muy poco maduros, muy mal clasificados con una matriz de arenas negras. El tramo esta compuesto por arenas cuarzosas de grano fino y pátina amarillenta, masivas o con estratificación gruesa y superficies de estratificación poco marcadas. Las arenas contienen clastos dispersos de cuarcita de tamaño grava y color beige, aplanados, a veces acumulados en superficies e imbricados. Abundan los fragmentos vegetales carbonizados (lignitos variedad azabache) a veces acumulados en superficies o en pequeñas capas de carbón. Hacia el techo disminuye el tamaño de grano y aparecen arenas limo-arcillosas de grano muy fino con estratificación más fina. Como estructuras sedimentarias aparecen tramos con estratificación masiva, estratificaron cruzada por migración de canales, laminaciones cruzadas en surco de pequeña, media y gran escala y superficies onduladas a veces marcadas por acumulaciones irregulares de gravas. Se trata de depósitos de origen fluvial.

Figura nº 60: Arenas con pátina amarilla en estratos gruesos con superficies erosivas, dispuestas
discordantes sobre un basamento carbonífero. Se observa la disposición "on lap" de las arenas sobre
el basamento posiblemente una ladera,

-Un Tramo medio o negro; de 5 metros de espesor compuesto por arenas de color negro con abundantes clastos y fragmentos de vegetales carbonizados y pirita. Presentan una abundante bioturbación. En la base del tramo destaca un nivel métrico de conglomerados silíceos clastosoportados (pudingas) compuesto por clastos tamaño canto y gravas, bien clasificados, subredondeados y subesféricos formados por cuarcitas negras con una matriz de arenas negras que se dispone erosivamente sobre unas arenas bien estratificadas que constituyen el contacto con el tramo inferior.

Figura nº 61: Aspecto del Tramo Medio o negro de la Fm. Peñaferruz en San Pedro de Antromero.

-Un Tramo superior o bioturbado; Esta compuesto por arenas blancas con manchas más oscuras originadas por una intensa bioturbación debida a organismos que construían galerías que aparecen excavadas en arenas blancas y rellenas de arnas más oscuras a veces casi negras. En la parte superior del tramo a techo de un banco de arenas bioturbadas aparecen los primeros fósiles de la serie estratigráfica constituidos por gasterópodos casiopidos (paraglauconias) de pequeño tamaño.

Figura nº 62: Tramo Superior o de arenas bioturbadas de la Fm. Peñaferruz en la Playa de Antromero.

-Tramo de transición: Este tramo se inicia con un nivel de margas negras con una acumulación (lumaquela) de ostreidos que hacia su techo se hace mas carbonatado y también contiene gasterópodos (glauconias) además de los ostreidos. Este nivel evoluciona lateralmente, hacia del norte, a un banco de calizas grises con gasterópodos y ostreidos. Encima de esta primera lumaquela se sitúan unas margas negras con niveles delgados de calizas margosas con pisadas de dinosaurio.

Figura nº 63: Margas negras con calizas con pisadas de dinosaurio. Tramo de Transición.

En el acantilado occidental de la Península de Antromero este tramo esta mejor expuesto y en el he encontrado el único resto director de un hueso de dinosaurio que hasta el momento se ha encontrado en el Cretácico Inferior de Asturias: una vértebra caudal de gran tamaño descrita en la entrada correspondiente al mes Julio de 2019: PRIMERA EVIDENCIA DIRECTA DE LA PRESENCIA DE GRANDES VERTEBRADOS (DINOSAURIA) EN EL CRETACICO INFERIOR DE ASTURIAS.

Figura nº 64: Tramo de transición de margas grises sobre las arenas con brechas del tramo inferior
de la Formación. A techo del tramo calizas arcillosas y margas bioturbadas,

El límite entre las Formaciones Peñaferruz y Antromero es de difícil asignación, podría situarse en la aparición de las primeras faunas fósiles (lumaquela de gasterópodos y ostreidos) o bien un poco más arriba, si como aquí se propone, se incluyen dentro de la Formación Peñaferruz los niveles con pisadas y restos óseos de dinosaurio. En la primera opción el tramo superior tendría un espesor de 1,5 m y esta compuesto de arenas blancas con una intensa bioturbación marcada por galerías rellenas de fangos marrones que hacia su parte superior contienen las primeras faunas de pequeños gasterópodos turritelados y numerosos bioclastos. Sobre estas arenas aparece un nivel de fangos oscuros con una gran concentración de ostreidos y donde se ha encontrado la vertebra de dinosaurio (Iguanodon) que constituye el único fósil directo de dinosaurio en el Cretácico Inferior de Asturias y del que se ha hablado en otra entrada de este blog (Julio 2019). Lateralmente este nivel pasa a unas calizas grises con una gran cantidad de ostreidos y gasterópodos indicando el paso a unas condiciones más marinas.

En el caso de incluir los niveles de margas y carbonatos con pisadas de dinosaurios dentro de la Fm. Peñaferruz, como parecería lógico debido a que la presencia de grandes vertebrados terrestres (dinosaurios) indicarían unas condiciones continentales quizás en la costa ya que los ambientes litorales eran los preferidos por estos animales, este tramo de transición tendría un espesor superior a los 3 metros.

Es de señalar que en la zona de la Punta de la Riba el tramo de transición esta formado por arenas limoarcillosas con una intensa bioturbación por raíces, indicando unas condiciones sedimentarias muy distintas (mas continentales) a las de este tramo en la Península de Antromero.

Figura nº 65: Tramo con bioturbación por raíces entre las Formaciones
Peñaferruz y Antromero (Punta de la Riba).

En el perfil de la Playa de Antromero se puede ver una secuencia sedimentaria completa con la evolución desde depósitos fluviales de alta energía a depósitos de llanura de inundación con una abundante vegetación y depósitos de carbón (tramos inferior y medio). La parte o tramo superior de la secuencia correspondería a depósitos intensamente bioturbados de lagoon o estuario mareal. El tramo de transición indicaría el inicio de una transgresión marina y la inundación del delta.

Figura nº 66: Esquema de un medio sedimentario deltaico.

La parte inferior de la Formación Peñaferruz corresponderían a depósitos fluviales probablemente de ríos anastomosados de alta energía que hacia el techo evolucionan a condiciones de menos energía con depósitos más finos. Sobre estos depósitos fluviales se instaura un medio con una abundante vegetación que podría corresponder a un depósito marginal de llanura de inundación fluvial con abundante vegetación en una llanura deltaica. El tramo superior correspondería a una llanura deltaica sumergida con deposito de arenas muy bioturbadas que presentan una fauna marina (paraglauconias) a techo. Sobre este tramo se desarrolla una lumaquela de ostreidos (lagoon protegido) con gasterópodos a techo. Este nivel lumaquelico fosilífero presenta una rápida evolución de las condiciones de sedimentación que pasan de un medio de transición salobre a un medio marino abierto.

El límite de la sedimentación continental viene marcado por la presencia de calizas con abundantes fósiles marinos (ostreidos, gasterópodos, bivalvos, foraminíferos,…) y una intensa bioturbación por grandes thalassinoides.

En varios sitios del litoral de la Península de Antromero se puede ver la discordancia angular que marca el contacto del Paleozoico y el Cretácico Inferior. En Playa de San Pedro el Cretácico Inferior se apoya discordantemente sobre el carbonífero en facies Culm mediante una superficie inclinada marcada por la presencia de grandes bloques y los que parece un vuelco de ladera o por brechas formadas por clastos muy angulosos de cuarcitas. La sedimentación “on lap” del Cretácico sobre el Carbonífero también apoyaría esta hipótesis.

Figura nº 67: Brechas mal clasificadas de clastos muy angulosos con matriz arenosa.

Así mismo en la Playa de Los Cristales (Bigaral) se observa como la Formación Peñaferruz se apoya sobre las pizarras y cuarcitas del Devónico superior (Formación Piñeres) por medio de un nivel de brechas que se sitúa sobre una superficie ferruginosa y muy meteorizada que indica un clima cálido y húmedo. En esta zona la Formación disminuye de grosor y desaparece por acuñamiento situándose la suprayacente Formación Antromero directamente sobre el Paleozoico en una aparente superficie inclinada.

Figura nº 68; Discordancia angular entre el Devónico muy meteorizado, margas pizarrosas alteradas
a arcillas rojas y las brechas calcáreas de la base de la Formación Peñaferruz. La superficie de la
discordancia se presenta muy ferruginizada.

Hacia el oeste la Formación Peñaferruz se sitúa sobre el Devónico Superior (Formación Piñeres) siendo el contacto entre ambas formaciones una superficie plana (una rasa?).

Por todo lo expuesto parece que en el momento del comienzo de la sedimentación aptiense, en la zona de la Península de Antromero existió un paleorelieve positivo. Este paleorelieve ocasiono la sedimentación “on lap” de la Formación Peñaferruz de la Playa de San Pedro y su acuñamiento y desaparición en la Playa de los Cristales.

En la Punta de La Riva la Formación Peñaferruz vuelve a presentar unas características muy similares a las de la Playa de San Pedro, con las mismas características litoestratigráficas y parecidos espesores. Tambien aparecen los distintos tramos en los que se divide la Formación: Inferior, medio, superior o de transición.

Los datos de los últimos estudios palinológicos indican que las Formaciones Peñaferruz y Antromero son coetáneas (del Aptiense) lo que junto a la presencia de tramos detríticos con facies similares a los de la Fm.Peñaferuz dentro de la Fm. Antromero indican que ambas formaciones se depositaron a la vez representando un cambio lateral de facies con un aumento de las condiciones marinas hacia el norte. Esta evolución lateral se puede apreciar con detalle en el cambio litológico que presenta la lumaquela de ostreidos que se considera el limite entre ambas formaciones que pasa de una forma muy rápida de margas oscuras con ostreas a calizas grises con gasterópodos.

RESUMEN:

Entre Antromero y Luanco hay un afloramiento continuo de la unidad basal del Cretácico Inferior en Asturias; la Formación Peñaferruz. Se trata de una unidad detrítico clástica formada fundamentalmente por arenas que se puede subdividir en 4 tramos:

-Un tramo inferior o amarillo que constituye la mitad de la Formación y esta formado por arenas amarillas con gravas cuarcíticas y restos vegetales. Este tramo se dispone discordante sobre el Paleozoico.

-Un tramo medio o negro constituido por arenas con un alto contenido en materia orgánica (lignito) a veces acumulado en capas.

-Un tramo superior o bioturbado constituido por arenas blancas con una intensa bioturbación con restos vegetales y los primeros gasteropodos a techo del tramo.

-Un tramo de transición constituido por margas grises con lumaquelas de ostreidos y gasterópodos, junto a pisadas y huesos de dinosaurios.

La Formación se dispone "on lap" sobre el basamento paleozoico y se acuña hasta desaparecer hacia el Norte.

La Formación Peñaferruz representa una evolución de la sedimentación desde medios continentales fluviales depositados sobre un paleorelieve a medios de transición (estuario - lagoon) y posteriormente a condiciones marinas representados por una formación carbonatada marina (Fm. Antromero). Esta evolución se produce tanto lateral como verticalmente.

La edad de la Formación Peñaferruz, en base a su contenido palinológico, seria Aptiense (Cretácico Inferior).

BIBLIOGRÁFIA.

Hoja nº 14 (GIJON) del MAGNA (IGME).

IELIG CA023. Sección de San Pedro de Antromero.

IELIG CA024. Sección del Devónico Superior y discordancia del Cretácico en la Playa de la Gargantera. IGME

Geolodia 15: Antromero (Asturias).

Datación palinográfica de la Formación Peñaferruz del Cretácico Inferior de la Playa de Antromero (Asturias; España). I. Rodríguez -Barreiro et al (2.018).

Sedimentología y caracterización paleoambiental de la serie cretácica inferior de Antromero-Luanco (Asturias). M. Alonso García y J.R. Bahamonde (2006).

Extensión e inversión tectónica alpìna en el área de Sariego. Control ejercido por la estructura varisca subyacente (Asturias; España). J. L. Alonso1, E. Barrón, B. González-Fernández, E. Menéndez Casares y J. C. García-Ramos (2.016).

El Cretácico Inferior de San Pedro de Antromero. JM Montes Villa: Mi Geoblog (Mayo de 2015).

Litoestratigrafia del Sector Occidental de la Cuenca Cretácica de Asturias, B. González Fernández et al, TG 24 (2004).

Las turbiditas de San Pedro de Antromero JM. Montes Villa: Mi Geoblog (Marzo de 2015).

Primer resto de dinosaurio en el Cretácico Inferior de Asturias. JM. Montes Villa: Mi Geoblog (Julio 2019).

LAS BARDENAS REALES, UN DESIERTO EN EL NORTE DE ESPAÑA.

2024-08-14T10:02:00.000-07:00

Estamos acostumbrados que, al hablar de desiertos, nuestra imaginación vuele hasta Arabia o al norte de África (Sahara) y en el caso de quedarnos en España siempre se ha hablado de un único desierto: el de Tarbenas (Almería). Por propia experiencia sé que el de Tarbenas trata de un desierto muy habitado, eso sí, sus habitantes son monstruitos que viven agazapados debajo de las piedras: escorpiones, tarántulas, escolopedras y otros insectos peligrosos.

Sin embargo, en el norte de la Península, en Navarra, se localiza otro pequeño desierto: las Bardenas Reales con una extensión de 41.845 Ha que en la actualidad es un parque natural con un clima semiárido con una Tª media de 13ºC y una pluviosidad de 350 mm. azotado por constantes y fuertes vientos (el cierzo) y con una muy pobre y escasa cubierta vegetal adaptada al medio estepario.

SITUACION GEOGRÁFICA.

las Bardenas Reales se localizan en el SE de Navarra en su límite con Aragón (Zaragoza) en la Depresión del Valle del Ebro. Las Bardenas Reales se localizan entre dos importantes cursos fluviales: el del Río Ebro en su parte SW y el del Río Aragón en su parte septentrional.

Figura nº 1: Mapa esquemático de las Bardenas Reales (Navarra)

Las Bardenas Reales es un terreno comunal y como tal no pertenece a ningún municipio, sino que son muchos los que tienen derechos sobre sus tierras y aprovechamientos, principalmente el ganadero. La población importante próxima es Tudela y la población más cercana es Arguedas. La existencia de un campo de tiro para la aviación, en contra de lo que podría pensarse, ha posibilitado la conservación de este espacio natural.

Las Bardenas reales se dividen en tres partes: una septentrional o El Plano, una central o La Blanca y una meridional o La Negra. El Polígono de Tiro y el circuito de visitas se localiza en La Bardena Blanca tal como se puede ver en la siguiente figura.

Tal como se puede ver en el siguiente mapa de altitudes la cota topográfica de la zona está comprendida entre los 250 msnm del Valle del Rio Ebro y los 650 msnm en La Negra estando el Parque Natural de Las Bardenas Reales cerca de los 300 msnm.

Figura nº 2: Mapa de elevaciones con el perimetro del campo de tiro.

En la siguiente figura se puede ver un perfil topográfico N-S de las Bardenas Reales donde se puede observar como la Blanca Baja constituye una especie de depresión topográfica.

Figura nº 3: Perfil topográfico de las Bardenas Reales.

CLIMA.

El clima de las Bardenas Reales es del tipo mediterráneo-continental (semidesértico frío), caracterizado por escasas precipitaciones, veranos calurosos y secos con fuertes tormentas, e inviernos fríos y ventosos.

La pluviometría es variable dependiendo del año, pero suele situarse en una media de 350 m³/año las lluvias, muchas veces torrenciales, se concentran en verano y otoño. Las temperaturas fluctúan entre los 40° C, que fácilmente pueden alcanzarse en verano y los 5° bajo cero del invierno, por lo que en algunos inviernos pude llegar a nevar. La Tª media es de 14,5ºc.

Figura nº 4: Gráfico Precipitación-Temperatura. Bardenas Reales.

HIDROLOGIA.

Las Bardenas Reales constituyen una depresión topográfica entre dos zonas más elevadas. Esta depresión o cuenca hidrográfica drena hacia el Rio Ebro por medio de una red dendrítica de barrancos que se unen en uno principal el Barranco de El Belcho que a su vez es la unión de tres barrancos: el Bco de Las Limas que drena el sector septentrional del Campo de Tiro, el Bco de Los Hermanos que drena el sector central del Campo de Tiro y el Bco de Los Cambrones que drena el sector sur del Campo de Tiro. El Barranco de San Gregorio o de Tudela drena el sector comprendido entre la Bardena Blanca y La Negra. La Negra es drenada directamente al Ebro por el Barranco de Vall de Novillas.

Figura nº 5: Red hidrográfica de las BardenasReales.

Se trata generalmente de barrancos de fondo plano con pequeños escarpes laterales verticales, excavados en las arcillas terciarias y en algunos casos cuaternarias. Debido a que esta es una región semiárida con una pluviometría muy baja, estos cauces solamente llevan agua en casos de precipitaciones extraordinarias.

Figura nº 6: Barranco seco de fondo plano con laderas escarpadas excavadas en arcillas.

En muchos casos los barrancos presentan formas erosivas debidas a la alta erosionabilidad de las arcillas terciarias y cuaternarias formándose acarcavamientos, grietas y un tipo de formas endokársticas que complican extraordinariamente la geometría de los barrancos.

Figura nº 7: El cauce del barranco (gullie) de los Hermanos en las Bardenas Reales.

Dispersas por las Bardenas Reales hay varias lagunas y numerosas balsas que se utilizaron para riego o como abrevaderos. Dentro del Polígono de Tiro están el Embalse de Zapata, la Balsa de Las Torres y el Embalse de Cortinas. En el primero de ellos se desarrolla un pequeño bosque ribereño y hay una importante colonia de aves acuáticas, incluidos cisnes.

Figura nº 8: Lago de Zapata en las Bardenas Reales (Navarra).

Las balsas pequeñas ganaderas están casi siempre con muy poca agua y en ellas se desarrolla una vegetación palustre de juncos, sirviendo de refugio a una nutrida fauna de anfibios.

Figura nº 9: Balsa ganadera muy colonizada por una vegetación palustre. Bardenas Reales.

A lo largo y ancho de las Bardenas aparecen otras zonas planas donde en caso de fuertes lluvias se producirían encharcamientos con delgadas láminas de agua y de las que en condiciones normales solo quedan las grietas de desecación en las arcillas decantadas.

Figura nº 10: Grietas de desecación en una carcha efímera. Bardenas Reales.

ANTECEDENTES GEOLOGICOS:

G. Pardo et al 2004 (Geología de España) describen la Cuenca terciaria del Ebro como una depresión triangular de 380 kilómetros de longitud y 150 kilómetros de base limitada por los Pirineos, la Cordillera Ibérica y las Cadenas Costero catalanas.

Figura nº 11: Diagrama esquemático de la Cuenca del Ebro.

Esta depresión o cuenca sedimentaria constituye la última fase de evolución de la cuenca de antepaís surpirenaica con sus límites y estructura actual establecidos entre el Oligoceno superior y el Mioceno inferior con los materiales más antiguos en el margen pirenaico y los más modernos hacia el margen ibérico (Riba et al, 1983).

La elevación de los Pirineos empezó en el Cretácico superior por causa del choque convergencia entre de las placas Ibérica y Europea. Los esfuerzos que se generan en el límite de placas se transmiten al interior de la placa Ibérica y a las cuencas mesozoicas intraplaca ocasionando la inversión tectónica de las mismas y el levantamiento de la Cadena Ibérica por lo que, desde el Paleoceno, pasan a constituir áreas fuente de la futura Cuenca del Ebro. La tectónica compresiva continuó hasta el Mioceno superior, pero a lo largo del Mioceno se superpone una actividad extensional que progresa desde el Tethys hacia el oeste (Surco de Valencia) afectando al ámbito de las cadenas Ibéricas que adquieren un carácter pasivo a partir del Aragoniense medio.

Así pues, la evolución paleogeográfica de la Cuenca del Ebro estuvo controlada por la actividad tectónica que levanto y estructuró las cadenas circundantes (Pirineos y Cadena Ibérica) y que condiciono, a lo largo del Terciario, la extensión de las áreas fuente, la orientación de los márgenes de la cuenca, la variación en las tasas de subsidencia y el aporte sedimentario a la cuenca. Estos factores determinaron los momentos de progradación o retroceso de los sistemas aluviales y fluviales y consecuentemente de los sistemas lacustres centrales asociados. A lo que hay que añadir en este último caso, la influencia de las variaciones en el nivel de base de las aguas, determinadas por factores climáticos.

A partir del Eoceno Superior (Priaboniense alto) la Depresión del Ebro pasa a funcionar como una cuenca endorreica en la que el relleno se realizará mediante depósitos de llanuras aluviales distales con sistemas lacustres asociados (UTS 3 a 7).

La Cuenca del Ebro puede dividirse en base de su estructura, tasas de subsidencia y edad de los materiales aflorantes, en tres sectores: sector occidental, central y oriental. Los materiales aflorantes abarcan desde el Paleoceno Superior (Thanetiense) al Mioceno Superior (Messiniense) durante un lapso temporal de 50 millones de años que comprende al Eoceno, Oligoceno y Mioceno.

Figura nº 12: Escala cronológica del Cenozoico con sus pisos continentales y marinos (ICOG).

Estratigráficamente el relleno de la Cuenca del Ebro se ha dividido en ocho Unidades Tectosedimentarias (UTS) separadas por rupturas sedimentarias y datadas mediante fósiles y magneto estratigrafía. De las ocho UTS, las tres primeras son Paleógenas, la cuarta de la transición Paleógeno - Neógeno y el resto neógenas (Mioceno).

UTS 1: de edad Paleoceno – Eoceno (Thanetiense- Bartoniense) no llega a aflorar en el sector occidental de la cuenca. Esta constituida por facies continentales de llanuras aluviales distales discordantes sobre el basamento preterciario.

UTS 2: de edad Eoceno Superior (Bartoniense-Priaboniense) tampoco llega a aflorar en el sector occidental. Está constituida por facies detríticas continentales que pasan a marinas (Fm. Margas de Pamplona, etc..) y transicionales (deltaicas y evaporíticas).

UTS 3: de edad Eoceno – Oligoceno (Priaboniense superior-Rupeliense), está constituida por facies detríticas continentales en los márgenes de la cuenca (abanicos aluviales distales y fluviales) y formaciones lacustres evaporíticas hacia el centro de la misma.

UTS 4: de edad Oligoceno – Mioceno Inferior (Chatiense-Rambliense), se subdivide en dos: UTS 4a y UTS 4b. Está constituida hacia los márgenes de la cuenca por depósitos detríticos continentales, compartidos con las UTS 3 y 5 (Fm. Ujué) y hacia el centro de la cuenca, donde la UTS 4 alcanza en grosor de más de 3.000 metros, y está formada por depósitos lacustres evaporíticos (Fm Lerín) y una orla de depósitos carbonatados. Esta Unidad marca el fin del registro sedimentario en el sector oriental de la cuenca del Ebro.

UTS 5: con límite inferior en los 21,2 M.a. y edad Mioceno Inferior – Medio (Rambliense - Aragoniense Inferior). Esta constituida por potentes sucesiones detríticas (aluviales y fluviales) depositadas en los márgenes de la cuenca que gradan a los depósitos evaporíticos y carbonatados de un sistema lacustre central (Fm. Tudela).

Las UTS 6, 7 y 8 han sido borradas por la erosión en la mayoría de la cuenca y solo aparecen en pequeños retazos en el margen ibérico con facies detríticas, evaporíticas y carbonatadas (Fm. Calizas de La Muela de Borja). Estas unidades se depositaron durante el Mioceno Medio – Superior, entre el Aragoniense Inferior y el Turoliense.

Tal como se puede ver en la siguiente figura los materiales que afloran en las Bardenas Reales corresponden a las UTS 4 y 5.

Figura nº 13.

En la Cartografía geológica a escala 1/50.000 del IGME (MAGNA) se describen las Bardenas Reales como una zona colmatada de materiales terciarios (Mioceno) y Cuaternarios, muy poco deformados, pertenecientes al relleno de la Depresión del Valle del Ebro. Estos materiales están constituidos, de abajo a arriba, por las siguientes formaciones:

-Formación Lerín:

Alternancia fina de capas de yesos fibrosos y sacaroideos y arcillas grises y pardo-amarillentas de aspecto terroso con espesores que van de los 100 a los 1.000 metros. En algunos lugares se pueden distinguir dos tramos diferenciados: uno yesífero y otro arcilloso. En el sector de Tudela la parte superior de la Formación Lerín corresponde a los Yesos de Los Arcos constituidos por arcillas y margas grises con yesos nodulosos alabastrinos y porfiroblásticos de origen secundario a partir de nódulos de anhidrita depositados en facies marginales de un lago salino (playa-Iake) entre materiales arcillosos y margosos de una llanura lutítica distal.

Figura nº 14: Nódulo de yeso blanco, brillos alabastrino del miembro Yesos de Los Arcos de la
Fm. Lerín. Localidad: Arguedas.

Hacia el este los yesos van pasando a arcillas quedando reducidos a niveles muy finos, mientras que hacia el sur los que van desapareciendo son los tramos arcillosos quedando la formación constituida por yesos. Esporádicamente pueden aparecer delgadas intercalaciones de calizas grises tobáceas y areniscas. La edad de esta unidad seria Oligoceno Superior – Mioceno Inferior (Chattiense-Aquitaniense Inferior).

Las evaporitas de la Formación Lerín pasan lateralmente a materiales aluviales procedentes del Pirineo (Fm. Ujué) y a otros de mismo tipo procedentes de la Cordillera Ibérica (Fm. Arnedo). Por el oeste, en el área de Logroño, pasan lateralmente a la Fm. Haro. Por el este se desconocen, por falta de afloramientos y de datos de subsuelo, sus equivalentes laterales. Estas relaciones laterales se pueden ver el Panel de correlaciones adjunto en la figura nº 17.

Estos materiales evaporíticos fueron depositados en un medio evaporítico del tipo lago salino efímero (playa-Iake) que se desarrolló́ durante el tránsito Oligoceno-Mioceno en el sector navarro-riojano de la Cuenca del Ebro.

Figura nº 15: Margas grises con niveles de yesos fibrosos y nodulosos. Fm. Lerín. Localidad: Arguedas.

-Formación Ujué:

Unidad compuesta por acillas con paleocanales de base erosiva de areniscas con cemento calcáreo más abundantes hacia el techo y hacia el NE. Los canales de areniscas se acuñan rápidamente y dejan sus más extensos depósitos asociados (levées). Aparecen estratificaciones cruzadas de point bar y climbling ripples. Su edad seria Aquitaniense

-Formación Tudela:

Dentro de esta Unidad se agrupan a todos los materiales detrítico-carbonatados (y también evaporíticos) de las Bardenas Reales. Se trata de materiales aluviales distales y lacustres carbonatados que muestran unas facies muy características en la comarca de Tudela (facies de Tudela de Castiella et al. 1978). Hacia el sur y suroeste estos materiales pasan lateralmente a los materiales aluviales distales de la Formación Alfara y a los materiales aluviales proximales de la Formación Fitero. Hacia el norte pasa lateralmente a las Formaciones Ujué y Fm. Uncastillo de facies aluvial-fluvial. Por el este su equivalente lateral son los yesos de la Fm. Zaragoza, ampliamente desarrollados en la ribera aragonesa del Ebro.

Dentro de la Fm. Tudela de Castiella et al. (1978) se distinguen tres unidades cartográficas: las Calizas de Sancho Abarca (son las calizas que constituyen la Plana de la Negra), los Yesos de Monteagudo y las Facies de Tudela constituidas por arcillas, areniscas y niveles de calizas.

La Formación está constituida por arcillas carbonatadas abigarradas, principalmente rosáceas, con capas de calizas (micritas arcillosas) grises tabulares e intercalaciones de calcarenitas finas a medias con ripples, más abundantes hacia la parte basal de la unidad. Las calizas son de dos tipos: calizas grises claras duras y calizas más oscuras margosas y bioturbadas. Hacia arriba las capas de calizas se van haciendo más gruesas (2m). Su edad seria Aquitaniense superior-Burdigaliense en base a su fauna de gasterópodos y microfósiles. Su grosor espesor varía entre los 400 y los 300 m (Eguaras).

La Formación Tudela es de origen lacustre de aguas someras, con sedimentación calcárea y arcillosa con mucha bioturbación y estructuras de desecación.

Figura nº 16: Arcillas rosáceas con intercalaciones de areniscas y calcarenitas. Formación Tudela en
las Bardenas Reales (Navarra).

-Formación Alfaro: Presenta un grosor de 350 metros de arcillas, limos rojos y areniscas con ripples y a veces canalizadas. Las areniscas son muy blandas debido a su importante contenido en yeso. Se edad sería Aquitaniense superior- Burdigaliense aunque puede alcanzar el Vindoboniense. Corresponden a una sedimentación fluviolacustre.

En las Bardenas Reales los depósitos cuaternarios son muy extensos y están constituidos por glacis y terrazas suspendidas pliocenas y depósitos de fondo de valle holocenos.

Las relaciones de la Formación Tudela con otras unidades litoestratigráficas se pueden ver en el siguiente panel de correlación del Neógeno de la Cuenca del Ebro. Se observa como la Formación Tudela (11) forma parte de una orla de carbonatos que rodea los depósitos de evaporitas del centro de la cuenca (13) y que a su vez está rodeada por depósitos detríticos de grano fino (4) de las Formaciones Ujué y Alfaro. Tanto al norte como al sur se sitúan los depósitos de granulometría más gruesa. Esta disposición es típica del relleno de una cuenca endorreica con depósitos continentales de granulometría decreciente hacia el centro de la cuenca donde se depositan sedimentos lacustres carbonatados y evaporíticos. En la siguiente figura se puede ver el panel elaborado por G.Pardo con las correlaciones entre las UTS de la Depresión del Ebro.

Figura nº 17.

TECTONICA:

Anadón et al. (1986) interpretan que la Cuenca del Ebro es el resultado de una tectónica de desgarre convergente a lo largo de fallas escalonadas que afectan al basamento. El relleno de la cuenca subsidente del Ebro por depósitos aluviales, fluviales y lacustres estuvo condicionado por la actividad tectónica de la Cadena Pirenaica y es de edad, principalmente, Eoceno-Mioceno. En el Mioceno y en la parte occidental de la cuenca donde se localizan las Bardenas Reales la sedimentación se realiza a favor de los surcos de Navarra y Rioja.

Figura nº 18: Perfil N-S de los Pirineos.

Durante el Mioceno y el Plioceno tuvo lugar, en la cuenca del Ebro y cadenas periféricas, un régimen distensivo generalizado da lugar una fracturación y diaclasado (Simón, 1989) que ponen de manifiesto la presencia en profundidad de accidentes mayores, principalmente de orientación ibérica, que pueden haber condicionado la sedimentación y geometría de la cuenca a lo largo de su evolución (alto relativo de Los Monegros durante el Oligoceno). En las Bardenas Reales esta tectónica extensiva se manifiesta con la formación de fallas normales de poco salto y diaclasas.

Las Bardenas Reales se caracterizan por presentar una disposición prácticamente horizontal solo en la parte de Las Arguedas se encuentra las terminaciones periclinales de los Anticlinales de Falces y de Las Arguedas que ocasionan un levantamiento de la serie terciaria y un ligero basculamiento de la misma hacia el sur y sureste, pasando hacia el este a la disposición tabular característica de la zona. Entre ambos anticlinales se localiza el sinclinal de Marcilla sobre el que se dispone la Depresión de La Blanca.

Figura nº 19: Perfil geológico N-S de las Bardenas Reales (Fuente: Guía del visitante)

DESCRIPCION GEOLOGICA DE LAS BARDENAS REALES.

Las Bardenas Reales se extienden por las Hojas 1/50.000 números 245 (SADABA) y 283 (FUTIÑANA) del MAGNA. la disposición geológica es muy sencilla, aflora una sola unidad litoestratigráfica: la Formación Tudela con una disposición prácticamente horizontal, solamente afectada por la terminación periclinal del Anticlinal de Argueras en su límite occidental y por el de Falces en su parte septentrional, estructuras que hacen aflorar los materiales evaporíticos de la Formación Lerín. Hacia su parte oriental se produce un cambio lateral de facies con un incremento en su contenido en areniscas.

En la cartografía geológica del IGME y dentro de los límites del Parque Natural solo se representa la Formación Tudela con un recubrimiento de glacis cuaternarios (Pleistoceno-Holoceno) sobre todo en las laderas de las Planas de Piskerra y Rallón.

Figura nº 20: Cartografía geológica del IGME de la Plana Blanca Baja de las Bardenas Reales.

En la siguiente figura se adjunta una cartografia geologica simplificada de todo el Parque Natural con los afloramientos de las distintas unidades litoestratigráficas, Formaciones Lerín, Ujue y Tudela y el recubrimiento cuaternario.

Figura nº 21: Mapa Geológico de las Bardenas Reales con los afloramientos de
las distintas formaciones geológicas cenozoicas.

ESTRATIGRAFIA:

La cuenca del Ebro es una depresión o cuenca sedimentaria triangular formada durante el Terciario y situada entre los Pirineos, la Cordillera Ibérica y las Cordilleras Litorales Catalanas. En el Eoceno superior, el levantamiento tectónico de los Pirineos occidentales y las Cordilleras Costeras Catalanas cortó la conexión de la cuenca del Ebro con el mar abierto haciendo que se formara una endorreica que funcionó como tal hasta el Mioceno Superior cuando se restableció la conexión de la cuenca con el Mediterráneo.

Así y debido a que la Cuenca del Ebro estaba cerrada al mar en la misma se desarrolló una secuencia de miles de metros de sedimentos continentales depositados durante el Eoceno, Oligoceno y Mioceno. Durante las principales fases tectónicas del levantamiento de los Pirineos y Cordillera Ibérica y en los márgenes septentrional y meridional de la cuenca, se depositaron gruesas secuencias de abanicos aluviales proximales que evolucionaron hacia facies de abanicos distales, mientras que en el sector central se desarrollaron lagos carbonatados o salinos rodeados de áreas palustres, siendo la Formación Tudela parte de estos depósitos distales (fluviales, palustres y lacustres) acumulados en el sector central de la cuenca occidental del Ebro durante el Mioceno Temprano-Medio.

En el Sector Navarro-Aragonés de la Depresión del Ebro se desarrolla una secuencia sedimentaria terciaria, principalmente Miocena, que se dispone casi horizontal. En este sector se han definido (A. Pérez et al. 1989) cuatro unidades tectosedimentarias (UTS)

-1ª UTS. Aparece entre Tarazona y Tudela disponiéndose bruscamente sobre los Yesos de Los Arcos (Fm. Lerín). Con un grosor de 200 metros está compuesta por conglomerados, areniscas, lutitas con calizas y yesos y se corresponde con las Formaciones Alfaro, Tudela, Cascante y los Yesos de Monteagudo. Su edad sería Rambliense basal-Aragoniense Medio. Se trata de abanicos aluviales procedentes del Moncayo con desarrollo de sistemas centrales de lagos someros carbonatados y/o salino

-2ª UTS. Se sitúa discordante sobre el mesozoico y la 1ª UTS (Yesos de Monteagudo) Su espesor varia entre los 40 y los 60 metros de conglomerados poligénicos (Fm. Fitero), lutitas y calizas con algunas intercalaciones de yesos. Su edad es Aragoniense medio (zona de mamíferos MN5). Se trata de abanicos aluviales procedentes del SW con desarrollo de lagos someros.

-3ª UTS. Con un grosor de 80 metros esta constituida por una sucesión de calizas y margas que pasan hacia arriba y lateralmente (NE) a areniscas blancas y amarillas con calizas. Su edad seria Aragoniense superior-Vallesiense. En esta Unidad hay un cambio paleogeográfico importante con aportes arenosos procedentes del N que originan ambientes fluviolacustres con lóbulos deltaicos

-4ª UTS. También conocidas como “Calizas de la Muela de Borja” presentan un grosor de 60 metros esta constituida por conglomerados poligénicos que se sitúan bruscamente sobre la Unidad infrayacente sobre los cuales aparecen calizas grises y marrones oncolíticas y masivas. El medio sedimentario corresponde a sistemas lacustres.

En la siguiente figura se puede ver el mapa geológico basado en estas UTS del sector de las Bardenas Reales:

Figura nº 22: Distribución de las diferentes unidades litoestratigráficas de la Fm. Tudela.

La Formación Tudela en Las Bardenas Reales.

La Formación Tudela aflora extensamente en las Bardenas Reales de Navarra, generalmente de forma subhorizontal y prácticamente y muy poco deformada. La formación se caracteriza por presentar una morfología de mesas resultado de la erosión de una alternancia de unidades litológicas blandas y duras en un clima semiárido. El espesor total de la Formación Tudela en las Bardenas Reales es de 655 metros (Larrasoaña et al 2006). La Formación Tudela grada lateralmente hacia depósitos fluviales y aluviales de las formaciones Ujué y Alfaro, respectivamente.

Figura nº 23: Escarpe en arcillas de la Fm. Tudela (Piskera; Bardenas Reales).

La subyacente Formación Lerín esta compuesta por lutitas grises, ocres y amarillas con lechos de yeso laminados y nodulares que forman dos niveles principales en la parte media y superior de la unidad, mientras que, hacia la base de la unidad, aparecen lutitas de color rojizo y marrón junto con intercalaciones de areniscas grises en forma de láminas delgadas. Los nódulos de yeso frecuentes aparecen diseminados en las lutitas o acumulados formando horizontes distintivos. La Formación Lerín se formaría en un sistema lacustre salino desarrollado en la parte central de la cuenca durante el Oligoceno Tardío y Mioceno Temprano.

Figura nº 24: Margas grises con yesos de la Fm. Lerín (Las Cuevas de Arguedas).

En las Bardenas Reales se han reconocido 5 de las Unidades Tectosedimentarias (UTS) reconocidas en la Depresión del Ebro y anteriormente descritas:

-La Unidad 1: con 132,5 metros de grosor está compuesta principalmente de lutitas rojas, marrones, ocres y amarillas con areniscas que aparecen como niveles delgados en forma de láminas o como lechos de grosor métrico canalizados. Intercalados parecen algunas capas de calizas.

-La Unidad 2; con 94,5 metros de grosor está compuesta por lutitas grises, amarillas y ocres con calizas grises y beige de hasta 2 m de grosor, intercaladas. Se pueden dividir en dos grupos principales ubicados en la base y la parte superior de la unidad. Las calizas suelen ser masivas y bioturbadas, y contienen gasterópodos, ostrácodos y carófitos.

-La Unidad 3: Con 260 metros de grosor está compuesta por lutitas amarillas, rojizas y grises con delgados niveles de calizas y areniscas intercaladas que aparecen dispersos por toda la unidad. En la parte superior de la unidad incluye se sitúa el miembro Yeso Fustiñana, que tiene 7 m de espesor y está compuesto por delgadas capas de yeso que se agrupan en dos niveles principales separados por lutitas grises.

Figura nº 25: Arcillas con delgadas intercalaciones de calcarenitas. Fm. Tudela. Base militar de las Bardenas Reales.

-La Unidad 4: con 96,5 m de grosor está compuesta principalmente por lutitas rojas, marrones, ocres y amarillas con abundantes areniscas en láminas y canales y ocasionalmente algunas calizas, localizadas en los niveles superiores.

Figura nº 26: Paleocanal de areniscas en arcillas rosadas. Cabaña de Pericote (Bardenas Reales)

-La Unidad 5: con un grosor de 71,5 metros está compuesta por 20 metros de calizas gruesas, grises y beige con delgadas intercalaciones de lutitas y encima por 50 metros de lutitas grises, amarillas y ocres con calizas intercaladas. Las calizas son a menudo masivas y bioturbadas, y contienen abundantes gasterópodos, ostrácodos, carófitos, espinas de pescado y otros fragmentos fósiles. Esta unidad incluye los sedimentos terciarios más jóvenes conservados en la zona.

Figura nº 27: Margas grises con gruesos bancos de calizas sobre arcillas rosadas (Cabezo de San
Antón; Bardenas Reales).

En la siguiente figura se puede ver la columna sintética de la Formación Tudela, según Ruiz-Sánchez et al 2012:

Figura nº 28.

Los sedimentos de la Formación Tudela se acumularon en llanuras de inundación fluviales y aluviales fangosas de abanicos distales que desembocaban en un sistema lacustre de agua dulce a través de una zona de transición palustre. las lutitas y areniscas de color marrón rojizo de las unidades 1 y 4 se depositarán en medios fluviales y aluviales distales. Las lutitas de color amarillo ocre y las delgadas capas de caliza de la Unidad 3 se depositaron en ambientes palustres, mientras que las calizas gruesas y grises con margas de las unidades 2 y 5 son representativas de sistemas lacustres estables

La presencia del roedor Vasseuromys cristinae (lirón) y del género Democricerodon son indicativas de un clima húmedo y boscoso

El esquema sedimentario, desde del borde al centro de cubeta, sería el siguiente:

1. Abanicos aluviales conglomeráticos.
2. Red fluvial anastomosada de alta energía con depósitos de granulometría gruesa: conglomerados, areniscas y también más finas: limos, arcillas con niveles de caliza y yeso.
3. Depósitos fluvio-Iacustres con arcillas, limos y areniscas y
4. Depósitos lacustres compuestos por arcillas, calizas y esporádicamente areniscas.

Figura nº 29: Perfil longitudinal de un abanico aluvial.

El aspecto geomorfológico que presentan las arcillas masivas de la Formación Tudela depende de sus propiedades físicas, principalmente su expansividad y contraccionabilidad, que varían según su estado de hidratación. En condiciones de humedad algunas de las arcillas de la Formación Tudela son especialmente plásticas, y pueden desarrollar formas erosivas como bloques de dislocación, deslizamientos, colapsos, galerías y conductos subterráneos. El coeficiente de hinchamiento de estas arcillas llega al 12% (arcillas expansivas) y debido a su alto contenido en sodio intercambiable que facilita la floculación de las mismas el flujo de agua se concentra en las grietas y proporcionando una lubricación adicional a las mismas, produciéndose con facilidad el proceso de "piping" con agrietamientos y escorrentías hacia el interior de las arcillas.

El fenómeno del piping debido a la canalización de las aguas subterráneas siguiendo unas líneas preferentes de flujo, está asociado a la expansión y contracción de las arcillas, antes descrito, bajo las condiciones climáticas alternas (húmedas y secas) que presenta esta semidesértica región. El proceso se inicia con la formación de grietas en el suelo a partir de las cuales la disolución desagrega los materiales y canaliza los flujos de infiltración hasta formar canalículos y conductos tubulares (pipes) facilitando la remoción intergranular. Al profundizar las aguas infiltradas verticalmente, se encuentran con niveles menos permeables y entonces tienden a circular horizontalmente formando redes de galerías que siguiendo el gradiente hidráulico desaguan en el fondo de los barrancos. Este proceso llega formar auténticas simas y cuevas, con galerías generalmente pequeñas (+- 26 m), pero que pueden alcanzar varios cientos de metros de desarrollo. Tanto los procesos de piping como los de erosión normal están presentes en la formación de estas cavidades en materiales arcillosos de la Formación Tudela (Galán et al 2017).

Figura nº 30: Formas geomorfológicas ("pipes") en el Barranco de Los Hermanos (Bardenas Reales)

Edad de la Formación Tudela.

Las Bardenas Reales de Navarra se encuentran en la zona central de la Cuenca del Ebro, por lo que tectónicamente es una zona tranquila con una disposición subtabular de las unidades litoestratigráficas. En esta zona la Formación Tudela presenta de gran continuidad estratigráfica (Ageniense – Aragoniense) y una buena exposición de los afloramientos del Mioceno inferior-medio.

Las biozonas del Terciario de la Península Ibérica y fueron definidas por primera vez en la Cuenca de Calatayud-Teruel por Daams y Freudenthal (1981). A diferencia de las biozonas de mamíferos MN (que se numeran del 1 al 13, siendo el 1 la más antigua), estas se nombran mediante letras. En un principio de la A a la I, y posteriormente se introdujeron las biozonas X, Y y Z por debajo de la A (Murelaga, 2000) junto con la incorporación de un nuevo piso, el Rambliense (Daams et al., 1987). El límite entre el Rambliense y el Aragoniense (biozonas A/B; +-17 Ma) que en las Bardenas estaría localizado entre Pico del Fraile y La Loma Negra.

En las Bardenas Reales de Navarra y áreas colindantes se han descrito diversos yacimientos con restos de vertebrados que cubren el intervalo temporal que va desde la biozona Y hasta la biozona F/G. También se han estudiado varios yacimientos de fósiles incluyendo micromamíferos como insectívoros, quirópteros, castores, eomíidos, glíridos, esciúridos, cricétidos, lagomorfos, perisodáctilos y artiodáctilos (Murelaga et al. 2004) que se incluyen en su totalidad dentro del piso Rambliense, uno el denominado Cabezo de la Junta dentro de la biozona Z y el resto dentro de la Biozona A correspondientes, respectivamente, al Rambliense inferior y superior.

En el registro de los mamíferos europeos la formación se situaría en las Biozonas MN2b y MN3.

En la siguiente figura se puede ver un resumen cronoestratigráfico de las diferentes escalas temporales utilizadas en distintos estudios realizados en la zona:

Figura nº 31: Correlacion de las cronoesgratigrafias cenozoicas basadas en magnetoestratigrafia
y bioestratigrafias continental y marina.

En las Bardenas Reales se han estudiado varios yacimientos de fósiles que incluyen faunas de micromamíferos (insectívoros, quirópteros, castores, glíridos, esciúridos, cricétidos, lagomorfos, perisodáctilos y artiodactilos (Murelaga at al 2004) que se incluyen dentro del Piso Rambliense dentro de las biozonas Z y biozonas A.

Figura nº 32: Localización de los yacimientos fosilíferos dentro de
la Formación Tudela (Rambliense) en las Bardenas Reales.

Suarez (2012) estudia cinco yacimientos de microvertebrados del Mioceno inferior-medio de las Bardenas Reales y describe en profundidad uno de ellos (Loma Negra) en el que se hace un contaje de los taxones de micromamíferos en él existentes (Vasseuromys cristinae, Democricetodon aff. hispanicus, Megacricetodon aff. primitivus, Heteroxerus rubricati, Galerix sp., Miosorex sp. y Ochotonidae indet) que asigna al yacimiento de Loma Negra una edad correspondiente a la biozona C (MN4/5 del Burdigaliense).

La cronología basada magnetoestratigráfia (Larrasoaña et al. 2006) sitúa el límite inferior del Rambliense (base de la zona Z) en la parte inferior del cron C6r (ca. 20,4 Ma), mientras que su límite superior (parte superior de la zona A) se sitúa en la parte media superior del cron C5 Cr (16,8 Ma –17,00 Ma). El límite entre el Rambliense inferior y superior se sitúa en la mitad del cron C6n (ca. 19,6 Ma). El Rambliense tendría una duración de 3.6 millones de años.

Figura nº 33: Magnetoestratigrafía de la Formación Tudela y correlación
con las biozonas locales y europeas.

Paleontología de la Formación Tudela en las Bardenas Reales;

Al contrario de lo que podría pensarse por su escaso contenido fosilífero la Formación Tudela se depositó en un ambiente húmedo y boscoso. Los fósiles que se han encontrado son de organismos acuáticos (peces y anfibios) y organismos que vivían en las orillas de los lagos (tortugas, cocodrilos, hipopótamos y aves acuáticas como los flamencos). En los bosques que rodeaban a los lagos proliferaban los micromamíferos (roedores, insectívoros, …) y en las praderas asociadas a estas masas boscosas pastaban los macromamíferos (jabalíes, rinocerontes y mastodotes).

Figura nº 34: Reconstrucción idealizada del medio ambiente del Mioceno en las Bardenas Reales.

Los fósiles más importantes corresponden a dos nuevas especies de tortugas (Chelydropsis apellanizi y Ptychogaster (Temnoclemmys) bardenensis).

Figura nº :35 La tortuga miocena Chelydropsis (Wikipedia).

Murelaga et al 2001 estudian faunas de vertebrados fósiles, principalmente anfibios y reptiles, localizadas en la Formación Tudela en las Bardenas Reales. Estos fósiles se han asignado a las Biozonas MN 2b y MN 3 (Biozonas Z-A del Rambliense (Aquitaniense tardío al Burdigaliense temprano). Se han encontrado una salamandra y dos o tres anuros. También tortugas como el quelídrido Chelydropsis apellanizi, los testudínidos Ptychogaster (Temnoclemmys) bardenensis y Ptychogaster ronheimensis, junto a un Trionychinae indet. Los reptiles están representados por escamados como lagartos y culebras junto a un caimán basal Diplocynodon sp. de tamaño pequeño a medio que vivía el ríos, lagos y pantanos.

Estas faunas son típicas de lagos en climas inter a subtropicales el medio ambiente donde vivían se asemejaba el de la siguiente figura:

Figura nº 36: Reconstrucción del ambiente lacustres en la Depresión del Ebro durante el Mioceno. Las Bardenas se situarian aproximadamente en el cuadrado amarillo.

Los anfibios encontrados no proporcionan información paleoecológica precisa, solo indican un ambiente húmedo. Se han encontrado numerosas tortugas, siendo el género Chelydropsis el más abundante. De las tortugas estudiadas dos son formas acuáticas (Chelydropsis apellanizi y una Trionychinae indeterminada) y dos semiacuáticas (Ptychogaster ronheimensis y Ptychogaster (Temnoclemmys) bardenensis). Las tortugas del género Trionychidae viven en lagos y ríos con circulación de agua mientras que las Chelydridae son más comunes en aguas estancadas. Además, las tortugas de los géneros Ptychogaster y Temnoclemmys vivirían en ríos, lagos y estanques y se supone que podrían moverse por tierra firme, lejos del agua.

En las Bardenas Reales se ha encontrado el que es considerado como el nido fósil más antiguo del mundo constituido por restos de cáscaras y un huevo conservado entero, además de los restos vegetales carbonizados con los que estaba construido el propio nido, todo ello conservado de manera conjunta tal como estaría dispuesto un nido de ave en la naturaleza. El hallazgo de restos óseos fósiles ha permitido determinar que el nido era de un ave acuática del tipo de los flamencos que vivía en un medio palustre pantanoso en un clima subtropical, lo que viene a confirmar los datos de lo indicado por el resto de los fósiles de vertebrados encontrados.

RECONSTRUCCION PALEOAMBIENTAL.

Evolución tectónica y paleogeográfica de la Cuenca del Ebro.

La historia geológica de la Bardenas Reales está ligada a la de la Cuenca del Ebro y por lo tanto de Los Pirineos. Esta historia comenzó hace 80 millones de años en el Cretácico superior cuando por causa de la deriva continental se produjo una convergencia de África y Europa y la colisión continental de las placas Ibérica y europea produciendo la subducción de la Placa Ibérica por debajo de la Europea. Esta colisión continental se inició hace 70 M.a. en el Cretácico superior (Santoniense superior) y sufrió una aceleración y ensanchamiento hace 50 M.a. en el Eoceno inferior.

En el Cretácico superior la zona donde se sitúa actualmente la Cordillera Pirenaica era un brazo de mar que inundaba la zona de rift mesozoica que separaba la Placa Ibérica de la europea, tal como se puede ver en mapa paleogeográfico de la siguiente figura:

Figura nº 38: Mapa paleogeográfico de la microplaca ibérica durante el Cretácico Superior.

En aquella época la Depresión del Ebro era, por lo tanto, una zona conectada con el protoatlántico en la que se estaba produciendo una sedimentación marina carbonatada.

A finales de Cretácico superior-Paleoceno por causa de la mencionada colisión continental, se inició una flexión de la litosfera, el comienzo del plegamiento alpino y el inicio del levantamiento de la Cordillera Pirenaica y esta cuenca marina sufrió una inversión tectónica formándose dos cuencas periféricas, una pro-antepaís en la placa ibérica y una cuenca retro-antepaís en la suprayacente placa europea

La Cordillera Pirenaica meridional está formada por un conjunto de cabalgamientos imbricados que afectan al conjunto de basamento y cobertera que se desarrollaron entre Cretácico superior y el Mioceno inferior. El levantamiento de frente montañoso pirenaico provocó la flexión de la placa ibérica y la formación de una cuenca de antepaís profunda y alargada de dirección Este – Oeste que drenaba hacia el Océano Atlántico. el germen de la futura Cuenca del Ebro.

La actual configuración del basamento situado bajo la cuenca surpirenaica (SPFB) consiste en una doble flexión asimétrica. La mayor profundidad a la que se sitúa el basamento es de 5.000 metros en la Vaguada de La Rioja y está provocado por el estrechamiento hacia el oeste de la cuenca del antepaís entre la Sierra de Cantabria y Cameros-Demanda lo que ha provocado una flexión superpuesta desde ambos márgenes.

Figura nº 39 : Mapa de isobatas del relleno cenozoico de la Depresión del Ebro (M. Garcés et al.)

Miguel Garcés et al, definen las siguientes 5 etapas en la construcción de la arquitectura estratigráfica de la cuenca:

1.- Santoniense-Paleoceno: Durante esta primera etapa se produjo la inversión tectónica del rift mesozoico y el estrecho marino poco profundo que conectaba los océanos Atlántico y el Tetis se fue estrechando a la vez que se levantaban los Pirineos orientales. En el Paleoceno comenzó la sedimentación de las facies garumnienses con intercalaciones lacustres que hacia el este pasaron a depósitos de plataformas marinas y sedimentos profundos

La transición Paleoceno-Eoceno se caracteriza en todo el mundo por la transgresión ilerdiense que en esta zona quedó marcada por la aparición de calizas de alveolinas en el margen ibérico.

Figura nº 40: Bloque diagrama de la Depresión del Ebro durante el Paleoceno (S. Osácar). El
Atlántico llegaba a Zaragoza y Huesca.

2.- Eoceno temprano-medio. Este periodo fue un momento de máxima intensidad del choque continental con acortamientos de hasta 6 mm/año. Hasta el Eoceno tardío se mantuvo abierta una conexión, poco profunda, con el mar a lo largo del margen ibérico.

3.- Finales del Eoceno medio. Se produce la extensión y la colmatación de las cuencas con un cambio de facies en la cuenca de antepaís del sur del Pirineo que podría ser debido a cambios en el nivel del mar, cambios climáticos en el Luteciense y Eoceno medio y orbitales (ciclos de excentricidad).

Figura nº 41: La Depresión del Ebro durante el Eoceno.

4.- Eoceno tardío. Durante el Eoceno final el levantamiento de las cordilleras pirenaicas, ibérica y costero catalana cerró las salidas al mar y originando el cambio de una cuenca con salida al mar a una cuenca endorreica. El cierre de la cuenca acaeció dentro del cron C16n.2n, es posible que el momento exacto del cierre coincidiera con un nivel mínimo del nivel del mar del Eoceno tardío, fechado en aproximadamente 36 millones de años y esta nueva configuración de la cuenca perduró durante 25 millones de años hasta finales del Mioceno medio. En los Pirineos Occidentales las tasas de levantamiento tectónico superaron a las de la erosión y se formó una divisoria de aguas entre el antepais del sur de los Pirineos y el mar.

Figura nº 42: Durante el Oligoceno la Depresión del Ebro se transforma en una cuenca endorreica.

La regresión marina provocó la progradación y acumulación de los sedimentos continentales en toda la cuenca (hasta 5 km en La Rioja) provocando un aumento continuo en el nivel de base de la cuenca del Ebro y el enterramiento de los relieves circundantes de los Pirineos y cadenas costeras catalanas con sedimentos aluviales del Oligoceno tardío. Como resultado de estas elevadas tasas de acumulación de sedimentos la cuenca del Ebro evolucionó hasta convertirse en una meseta llana y elevada (700-1000 m sobre el nivel del mar). En la siguiente figura se puede ver el tipo de sedimentación en la Depresión del Ebro durante el Oligoceno (Chattiense).

El calentamiento global del Óptimo Climático del Mioceno Medio facilitó un rápido cambio hacia condiciones más húmedas y la formación de ambientes lacustres que persistieron hasta el último Mioceno Medio final (11,5 Ma) pues el registro sedimentario de la cuenca del Ebro no conserva evidencias de sedimentación endorreica del Mioceno superior. Sin embargo, en las cuencas adyacentes del Duero, Almazán, Calatayud y Sarrión, la sedimentación continuó hasta el Mioceno tardío (9 Ma, Vallesiense tardío), dando lugar a un relleno de cuenca de superficie plana de calizas palustres.

Figura nº 44: La Depresión del Ebro durante el Mioceno medio con un gran sistema lacustre

Mioceno Tardío: En el Oligoceno Tardío se abrió el Mar Mediterráneo occidental que se convirtió en el principal drenaje de la Depresión del Ebro a través del Rio Ebro. Según las evidencias paleogeográficas, el Rio Ebro de formó después o durante Crisis de Salinidad Messiniense (MSC) iniciándose la erosión de la Depresión del Ebro a través de este río durante el Serravaliense Tardio-Tortoniense (11 M.a.). El drenaje del gran lago central comenzó durante el Vallesiense Tardío hace 9 millones de años.

Figura nº 45: La actual Cuenca del Ebro en el Mioceno tardío.

En la actualidad Las Bardenas Reales presentan un aspecto estepario o semidesértico, pero tal como se ha descrito los materiales de la Formación Tudela, que constituyen el sustrato sobre el que se asienta el Parque, se depositaron en unas condiciones ambientales muy distintas.

Figura nº 46: Aspecto desértico de Las Bardenas Reales en la actualidad.

El estudio de la estratigrafía y sedimentología de la Formación Tudela y el análisis de las faunas fósiles encontradas en la misma, han permitido la reconstrucción del medio sedimentario y del paleoclima de la Región durante el periodo en el que se produjo la sedimentación de esta unidad litoestratigráfica, el Rambliense (Mioceno Inferior) es decir en el lapso temporal comprendido entre los 22,5 y los 18,5 millones de años, con una duración de 4 millones de años (Daams y Freudenthal, 1990).

Las Bardenas Reales forman parte de una unidad mayor la: Cuenca o Valle del Ebro una depresión de origen tectónico que comenzó a formarse al mismo tiempo que se levantaban las dos cordilleras que la delimitan: los Pirineos y la Cadena Ibérica. Esta cuenca forma parte de las cuencas cenozoicas de la Península Ibérica y es una de las que recibe el nombre del río que la drena.

El levantamiento de la cadena pirenaica y por lo tanto de la cuenca antepaís supirenaica (futura cuenca del Ebro) comenzó en el Cretácico superior con el choque de las placas ibérica y europea, continuando la sedimentación marina hasta bien entrado el Cenozoico (Paleoceno, Oligoceno y Eoceno)

Se trata de una cuenca de antepaís, en este caso surpirenica, rellena de materiales terciarios de origen continental con los más modernos en el margen meridional (ibérico) y los más antiguos en el margen septentrional (pirenaico). La cuenca se estableció entre el Oligoceno superior y el Mioceno inferior y se relleno con un prisma de depósitos continentales de 5.000 metros de espesor en el sector Navarro-Riojano.

A partir del Priaboniense superior la Cuenca del Ebro adquiere un carácter endorreico que dura hasta el Vallesiense abarcando las UTS T3 a T7 con una sedimentación aluvial y fluvial procedente de los márgenes montañosos y una sedimentación lacustre (carbonatada y evaporítica) desarrollada en el centro de la cuenca.

Figura nº 45: Bloque esquemático de la Depresión endorreica del Ebro.

La actividad tectónica controlo la paleogeografía de esta cuenca al afectar a la topografía de las áreas fuente localizadas en las cadenas circundantes, la actividad en los márgenes de la cuenca y también en el interior de la misma afectando a la tasa de subsidencia y por lo tanto a la acumulación de sedimentos terciarios. Las relaciones entre la subsidencia y los aportes de sedimentos desde las áreas fuente condicionaron la progradación y retrocesión de los sistemas aluviales y fluviales, que llegaban a los márgenes de la cuenca, y también a las variaciones de los aportes de agua a los sistemas lacustres centrales, a su vez también afectados por los factores climáticos que afectaban al nivel de las aguas y por lo tanto a la distribución espacial y temporal de las facies lutíticas, carbonatadas y/o evaporíticas.

GEOMORFOLOGIA.

Las Bardenas Reales se dividen en tres zonas geomorfológicamente diferenciadas:

-El Plano: la presencia de un resistente y duro horizonte de areniscas carbonatadas da origen a una gran meseta (500 msnm) localizada en la parte N y W de las Bardenas y que está dedicada a la agricultura y con laderas densamente vegetadas.

-La Bardena Negra: Situada al Sur es la zona con una mayor vegetación con bosques y zonas de cultivo. La presencia de estratos duros de calizas y areniscas entre niveles de arcillas y margas más blandos dan origen a un relieve tabular con mesetas surcadas por barrancos de fondo estrecho.

Figura nº 47: la Bardena Negra desde la carretera de Tudela a Ejea de los Caballeros.

-La Bardena Blanca: La escasez de estratos duros, entre el Plano y la Negra, se favorece el desarrollo de una depresión central muy desértica y con una acentuada erosión. Las formas geomorfológicas más características son las mesetas coronadas de cabezos planos y también los badlands. Su característico color blanco es debido a la presencia de sales y yesos en el suelo.

Figura nº 48: Panorámica de la Bardena Blanca desde el Mirador de Pilatos.

El paisaje de las Bardenas Reales está fuertemente marcado por los procesos erosivos que a su vez están condicionados por la naturaleza de los materiales, principalmente blandos (arcillas y yesos) y el clima cuya principal característica son las escasas pero torrenciales precipitaciones y el constante y fuerte viento de NW a NNW (el cierzo)

La erosión origina unas características formas tabulares debidas a la existencia de alternancias de materiales blandos (arcillas y margas) con otros duros (areniscas y calizas)

Figura nº 49: Alternancia de materiales blandos y duros. Base de la OTAN (Bardenas Reales).

Las Bardenas Reales forman parte de una depresión erosiva formada por valles de fondo plano, y una profunda red de barrancos y un extenso modelado en cárcavas. La evolución del paisaje está claramente controlada por la litología y la climatología que como consecuencia de ello se trata de un modelado muy dinámico y cambiante debido principalmente a los procesos de erosión hídrica evaluados en 150 tn/Ha/año (Desir et al., 2005).

Como ya hemos indicado anteriormente, las formas de erosión dependen de las características físico-químicas de los materiales, pero, sobre todo, tienen una relación directa con la distribución de las precipitaciones. La erosión hídrica guarda relación con la precipitación y la escorrentía y el umbral para que se produzca se sitúa a 11 mm. por debajo de ese valor de precipitación no es posible encontrar escorrentía significativa. Así mismo hay una relación entre la intensidad de la precipitación y la generación de escorrentía, si la intensidad de la precipitación es muy elevada la erosión también será alta.

En la siguiente figura se puede ver un esquema del proceso erosivo en las Bardenas Reales: en el perfil de la parte superior de la figura se puede ver un corte geológico esquemático de dirección N – S con la evolución lateral de los materiales detrítico gruesos (Conglomerados y areniscas de la Formación Ujué) que van pasando hacia el Sur a las arcillas, margas, calizas y areniscas de la Formación Tudela. En la mitad inferior de la figura se puede ver un bloque diagrama mostrando como en la Bardena Blanca la erosión es en forma de mesetas favorecidas por la presencia de niveles de rocas duras (calizas y areniscas) intercalados entre depósitos arcillosos blandos.

Figura nº 50: Composición de un corte geológico y el bloque diagrama de las Bardenas Reales.

Planas o Mesetas.

La existencia de niveles litológicos duros (calizas, areniscas y conglomerados) impide la erosión de las litologías más blandas (arcillas) y solubles (yesos) favorece la formación de planicies elevadas que en algunos casos llegan a presentar una importante extensión superficial. Este es el caso de El Plano, situado al norte de la Bardena Blanca, una extensa superficie horizontal y plana a una cota de 440 msnm constituida por una costra conglomerática (piedemonte) cuaternaria que se coloca discordante sobre los yesos de la Formación Lerín y las arcillas de la Formación Tudela.

Figura nº 51: El Castillo de Peñaflor un nivel conglomerático duro
(costra pliocuaternaria) situado sobre los yesos nodulares de la
Formación Lerín.

La Plana de Ralla se localiza al este de la Bardena Blanca, situándose a una cota similar (440 msnm) en este caso la superficie dura está constituida por un nivel de areniscas duras miocenas.

Mesas.

Son formas más pequeñas que las Planas y de la misma manera están constituidas por una superficie plana, constituidas por un nivel de calizas y/o areniscas duras que impide la erosión de las, más blandas, arcillas infrayacentes. Un buen ejemplo es la pequeña meseta donde se sitúa la base militar dentro del Polígono de Tiro.

Figura nº 52: Nivel de areniscas en estratos tabulares formando el techo de una pequeña mesa.
Corral de Zapata (Bardenas Reales).

Cabezos.

Son “cerros testigo” que constituyen las formas más emblemáticas del Parque Natural de Las Bardenas Reales. Se trata de estrechos pináculos coronados por una piedra de pequeño tamaño y dura (calizas o areniscas) que protege a los materiales arcillosos que tiene justo debajo formando una especie de chimenea. La parte inferior del cabezo presenta una forma troncocónica.

Figura nº 53: El icónico Cabeza de Castiltierra en las Bardenas Reales de Navarra.

Estas tres formas: planas, mesas y cabezos corresponden a distintos estadios erosivos tal como se puede ver en la siguiente figura:

Figura nº 54: Evolución geomorfológica de un cabezo

La evolución geomorfológica sería la siguiente: en una primera etapa se formarían un conjunto de mesas a partir de una Plana.

Figura nº 55: Mesas y cabezos separándose de la Meseta de La Ralla (Bardenas Reales).

Al avanzar la erosión regional estas mesas pueden llegar a quedar aisladas en el llano formándose cerros de cabeza plana:

Figura nº 56: Cerros y mesas aislados en la Bardena Blanca Baja. Cerros de la Cortinilla.

En una última fase algunos de estos cerros llegan a quedar aislados constituyendo auténticos cerros testigo a modo de sondeos positivos que nos permiten conocer la serie estratigráfica que ha sido erosionada.

Figura nº 57: El Cerro de Castilltierra en el Barranco de Las Limas (Las Corinas; Bardenas Reales).

El destino de estas formas positivas es desaparecer y quedar reducidos a cerros mochos antes de ser aplanados por completo y desaparecer.

Figura nº : El cerro aplanado del Corral de Zapata al fondo La Negra (Bardena Bjanca)

Bad Lands (Tierras malas).

Cárcavas.

La formación de rills o cárcavas se debe a la concentración de la arroyada superficial (rilling) por lo que es necesario que la capacidad de infiltración del material sea baja como en el caso de las arcillas. Además, otro factor importante para la formación de rills la presencia de arcillas dispersiexpansivas. En Las Bardenas Reales las cárcavas presentan un mayor desarrollo en las arcillas terciarias debido alta labilidad de este material y a que casi todas las laderas de las Planas y Mesas están talladas en estas arcillas terciarias presentan pendientes muy acentuadas.

Figura nº 57: Desarrollo de carcavas (rills) en las laderas de un cerro en proceso de desmantelamiento
erosivo (Bardena Blanca Baja).

Además, de en las laderas de pendientes pronunciadas, las cárcavas también se pueden desarrollar en zonas con pendientes menos acusados (cerros desmantelados) e incluso dentro de los barrancos.

Figura nº 58: acarcavamiento en arcillas terciarias (Fm. Tudela) se observa la acumulacion de arcillas
lavadas en la terminación del escarpe donde hay un importante proceso de fluidificación de las
arcillas.

El Gullying o abarrancamiento.

Es uno de los procesos dominantes es la erosión y constituye la principal vía de exportación de sedimentos y escorrentía fuera de la cuenca. Estos se desarrollan sobre el terciario arcilloso y los rellenos holocenos que tapizan el fondo de la depresión y presentan una red dendrítica de alta sinuosidad debido a lo suave del relieve siendo el piping uno de los principales mecanismos que controlan su evolución. Los gullies (barrancos) son formas más comunes en los depósitos holocenos pueden alcanzar hasta los 10 kilómetros de longitud y los 8 m de profundidad y se calcula que pueden aportar hasta 12 hm3 /año de sedimentos, principalmente arcillosos al Río Ebro (Desir y Martin 2007).

Figura nº : Aspecto de un "gullie" (barranco) en Las Bardenas Reales.

El piping.

Los pipes (cuevas) son muy frecuentes en zonas semiáridas acarcavadas y abarrancadas, los factores relacionados con su formación son variados: un contraste estacional y una marcada variabilidad en las precipitaciones y la existencia de un gradiente hidráulico que permita la escorrentía superficial. En la las Bardenas Reales, los pipes de las arcillas terciarias son de pequeñas dimensiones a pesar de que los altos valores de SAR y ESP que presentan favorecerían su aparición.

Figura nº 59: Desarrollo de formas karsticas ("piping") en las arcillas, probablemente holocenas
en un barranco de las Bardenas Reales.

Coladas de barro.

Son movimientos en masa de carácter estacional y se dan fundamentalmente en las arcillas terciarias plásticas capaces de deslizar ladera abajo. En zonas de badlands, suelen movilizarse a lo largo de regueros preexistentes, llegando a desdibujar la geometría de éstos. Se han reconocido coladas de barro de muy diverso tamaño, alcanzando la de mayor magnitud una longitud de 42 m, una anchura media de 2,65 m y una potencia aproximada de 0, 80 cms, lo que supone un volumen aproximado de 89 m3 de material movilizado (Marín y Desir, 2008). Las condiciones necesarias para que se generen estas coladas son:

a) una litología favorable como las arcillas plásticas terciarias fácilmente licuafiables;

b) elevadas pendientes (+ 30º), que permitan al material arcilloso deslizar por gravedad y

c) un aporte hídrico continuo que permita a las arcillas alcanzar su límite plástico. Las arcillas terciarias suelen alcanzar este límite en época invernal, cuando la evapotranspiración del suelo es mínima y el grado de humedad máximo debido un intenso y continuo régimen de nieblas.

Figura nº 60: Ladera con coladas de barro. Fm. Tudela en las Bardenas Reales.

Los cantos blandos acorazados.

Las armored mud balls aparecen también en las arcillas se trata de núcleos arcillosos rodeados por un revestimiento de arena y gravilla. Su origen está asociado a pequeños clastos de arcillas que se individualizan por varias causas (procesos de humectación-secado, (popcorn). Una vez individualizado, cae al fondo de un gully y comienza a circular por él, redondeándose y adquiriendo el revestimiento de arena y grava (Desir y Marín, 2008).

Pop Corn.

El hinchamiento de las arcillas tipo pop corn es una morfología muy frecuente en las arcillas de las Bardenas Reales. Esta morfología facilita la infiltración de la escorrentía y favorece la formación de grietas a partir de las cuales se pueden generar los “pipes”.

Figura nº 61: Arcillas terciarias (Fm. Tudela) con morfologia "popcorn" en las Bardenas Reales.

Otras Formas.

Además de las anteriormente descritas en las Bardenas aparecen muchas otras formas erosivas como son los túneles y puentes que debidos a retrocesos en los barrancos o al descalzamiento de niveles duros, los socavones o hundimientos debido al colapso de los pipes muy frecuentes en las cabeceras de los barrancos, etc…

Figura nº 62: Nivel de calcarenitas duras desprendidas por descalzamiento al erosionarse las
arcillas que tienen debajo. Bardena Blanca Baja.

BIBLIOGRAFIA:

Mapas Geológicos a escala 1/50.000 Nºs 245 (Sabada) y 283 (Futiñana) del MAGNA (IGME).

Guía del visitante. Geología. Bardenas Reales de Navarra. JC. Larrasoaña, J. Murelaga, JL. Peña, C, Sancho.

Procesos de erosión en una zona de clima semiárido de la Depresión del Ebro (Bardenas Reales, NE de España). C. Marín y G. Desir (2010)

Túneles y cavidades de piping en las arcillas miocenas de la parte central del Barranco de Los Sorianos-Loma de la Madera (Bardenas Reales). C. Galán, F. Herrera, J Forstner y A. Miner, 2017.

Capitulo 6: Cuencas Cenozoicas (Libro Geología de España). G. Pardo et al 2004.

Mamíferos del Mioceno Inferior de las Bardenas Reales de Navarra (Cuenca del Ebro). X Murelaga et al. 2004.

Magnetobiocronologia del tránsito Rambiense-Aragoniense en las Bardenas Reales de Navarra (formación Tudela, Mioceno Inferior – Medio de la Cuenca del Ebro. O. Suarez Hernando (2012).

El relieve de Los Pirineos. Julien Babault y Antonio Teixell 2007.

The Ramblian and the Aragonian; limits, subdivision, geographical and temporal extension. R. Daams y M. Freudenthal, 1990.

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La Capa negra de Agost; testigo de un cataclismo mundial.

2024-06-05T15:29:00.000-07:00

1. Introducción.

El paso del Mesozoico al Cenozoico viene marcado en el registro geológico mundial por la desaparición de grandes grupos faunísticos tanto terrestres como marinos constituyendo una de las cinco grandes extinciones masivas que ha habido en este planeta. Siempre ha llamado la atención de la comunidad científica internacional como pudieron desaparecer, de modo prácticamente instantáneo, grupos con gran éxito evolutivo, una gran diversidad especifica y una posición tan dominante como la que, durante la Era Mesozoica, tenían los dinosaurios en tierra y los reptiles y cefalópodos en el mar.

Físicamente el límite entre el Mesozoico y el Cenozoico (límite Cretácico-Paleógeno o límite K/Pg) viene marcado, a nivel mundial, por un delgado (cmts) nivel de sedimentos de color oscuro (capa negra), nivel que en su base lleva otro más delgado (mms), de color rojizo, en el que se ha detectado cantidades anómalas de metales raros principalmente del grupo de platino que está formado por los siguientes elementos: rutenio (Ru), rodio (Rh), paladio (Pd), osmio (Os), iridio (Ir) y platino (Pt).

Figura nº 1: Fotografía de detalle de la capa negra de Agost (flecha amarilla)

Para explicar las concentraciones anómalas de estos elementos, especialmente del iridio, se planteó la hipótesis de un impacto extraterrestre (Álvarez), hipótesis que se ha verificado al estudiar la composición química de la arcilla de la capa que marca el límite Cretácico-Terciario(K/T), arcilla que se considera que proviene del polvo estratosférico generado por el impacto del objeto extraterrestre y que presenta una composición química marcadamente diferente a la de las supra e infrayacentes arcillas del Cretácico y Terciario que, en cambio, sí son químicamente similares entre sí. Se ha estimado que el asteroide tendría un diámetro en el rango de 10 ± 4 kilómetros y el lugar del impacto se ha ubicado en la Península del Yucatán (cráter Chicxulub).

Figura nº 2: Recreación del impacto

Otras teorías aluden a un impacto múltiple de al menos 2 meteoritos uno el mencionado en el Golfo de Méjico y otro en Ucrania (cráter Boltysh). La teoría de un desencadenante volcánico de la extinción de finales del Cretácico defendida por Gerta Keller ha quedado olvidada por la cantidad de datos que abalan a la teoría del impacto extraterrestre. En la figura de la derecha se puede ver una recreación artística del momento del impacto del asteroide o un bólido quizás un poco demasiado grande.

Algunos taxones de organismos marinos se habían degradado al final del Cretácico para eventualmente extinguirse antes o precisamente en el límite KT, pero la mayoría de ellos se extinguieron exactamente en este límite. M.S. Barash (2010) opina que la biota del Cretácico terminal estuvo marcada por cambios ambientales, incluyendo eventos tectónicos, enormes erupciones volcánicas, impactos de grandes asteroides, eventos de anoxia, transgresiones y regresiones marinas, episodios de enfriamiento y calentamiento y cambios en la química de la atmósfera y el agua de mar. La acumulación de todos estos factores, excepto los eventos de impacto, podrían estimular la degradación de algunos grupos de organismos, no su extinción.

Así pues la acumulación de factores internos puede ocasionar una extinción en masa, pero además el límite Cretácico-Terciario (KTB) estuvo marcado por importantes eventos de impacto, que se reflejan en la aparición de los cráteres de Chicxulub, Shiva, Boltysh, Silverpit y probablemente algunos otros cráteres de impacto aún no encontrados, ocasionados por asteroides que cayeron en ese momento o un poco antes. Además, otros asteroides cayeron al océano y no dejaron rastro.

CAPA LIMITE CRETACICO- TERCIARIO (KTB).

En la siguiente figura se puede ver la distribución global de ubicaciones conocidas de la capa límite que marca el tránsito Cretácico - Terciario (KTB o límite K/T). En el mapa global de la parte superior de la figura se indica con un asterisco la ubicación del cráter de impacto de Chicxulub (Méjico) y con círculos de colores los sitios donde se ha encontrado la capa límite K/T. Los colores de los puntos indican los cuatro tipos distintos de depósito en el evento del límite K-Pg, tipos de depósito que están relacionados con la distancia desde cada punto al cráter Chicxulub, a saber: muy cercano (hasta 500 km) con color majenta; cercano (hasta 1.000 km) con color rojo; a distancia intermedia (de 1.000 a 5.000 km) con color naranja; y lejano (>5.000 km) en amarillo que corresponde a la de Agost. Los lugares donde se realizaron sondeos en aguas profundas se han denominado mediante los números correspondientes del Proyecto de Perforación en Aguas Profundas (DSDP).

En la parte inferior de la figura se pueden ver las columnas litológicas tipo de los cuatro grupos de límites. destacando los niveles clásticos gruesos de alta energía en las columnas más próximas al cráter y sin este tipo de depósitos gruesos en otros sitios más lejanos (disitales) del cráter como el caso de Agost.

Figura nº 4: Ubicaciones de la capa limite Cretácico-Terciario y de los sondeos
marinos que la atraviesan.

En la siguiente figura (J.Smit 2004) se indican los sitios donde se encuentra el limite K/T en Europa Occidental (3 de ellos en España), el tramo negro indica el espesor relativo de la capa límite:

Figura nº 5: Principales secciones del KTB en Europa.

Como en otros lugares del globo terrestre, el límite del K/T en Agost está marcado por importantes anomalías geoquímicas. El límite se caracteriza por un gran aumento del contenido en Iridio, por ejemplo, Smit (1990) informó de contenidos de 24,6 ppb de Iridio y Martínez-Ruiz et al. (1992) informaron de contenidos de 24,4 ppb. El límite KTB también está marcado por altos contenidos de diferentes elementos químicos (PGE) como Fe, Cr, Co, Ni, Cu, Zn, As o Sb.

El iridio (S. Tennant 1803) es un metal de transición duro, frágil, denso (21,8 gr/cm³) y pesado, de color plateado metálico es el elemento más resistente a la corrosión a altas temperaturas con un punto de fusión muy alto (2.000ºC).

Figura nº 7: El metal iridio.

Se le considera un elemento extraterrestre ya que es prácticamente inexistente en la corteza terrestre (el oro es 40 veces más abundante) y en cambio es más abundante en el resto del cosmos por lo que las altas concentraciones de este metal en los sedimentos del límite K/T, depositados en medios marinos profundos, solo podrían ser debidas a aportes de material extraterrestre. En los depósitos de sedimentos marinos profundos de Italia, Dinamarca y Nueva Zelanda donde aparece la capa negra que marca el límite K/Pg se detectan aumentos respectivos de iridio de aproximadamente 30, 160 y 20 veces por encima del nivel normal, llegando a valores 1.000 veces superiores en rocas de Wyoming (USA). Se calcula que hay 200.000 toneladas de iridio concentrado en la capa del límite K/pg).

Como se ha mencionado este iridio solo puede tener un origen extraterrestre y concretamente procedería del impacto contra la Tierra de un gran asteroide que eyectaría en la atmósfera terrestre una cantidad de roca pulverizada equivalente a unas 60 veces la masa del asteroide. Una fracción importante de este polvo permanecería en la estratosfera durante varios años y se distribuiría por todo el mundo. Este polvo impediría que la luz del Sol llegara a la superficie terrestre sumiendo al mundo en una oscuridad que impediría la fotosíntesis, generando unas consecuencias biológicas que coinciden bastante con las de las extinciones masivas observadas en el registro paleontológico.

Hipótesis del impacto de un asteroide.

Después de descartarse otras hipótesis como la la explosión de una supernova cercana, la pregunta era: que fuente de dentro del sistema solar podría haber suministrado el iridio encontrado en el KTB y también causar una extinción masiva?. Tras considerar y rechazar una serie de hipótesis se consideró que la hipótesis del impacto del meteorito es la que mejor explica la mayor parte o la totalidad de las evidencias biológicas y físicas. En resumen, la hipótesis que se considera valida por la mayoría de los investigadores, sugiere que un asteroide chocó contra la Tierra y formando un gran cráter de impacto y expulsando parte del material tamaño de polvo del propio bólido y del cráter, material que tras alcanzar la estratosfera y se extendió por todo el mundo. El asteroide entraría en la atmósfera a una velocidad de aproximadamente 25 km/seg, con una energía cinética equivalente a la de 108 megatones de TNT. Se ha estimado (Grieve) que el diámetro del cráter formado por el impacto de un asteroide de 10 km de diámetro sería de unos 200 km. Tras el impacto seguiría una turbulencia atmosférica extrema y un tsumani catastrófico. En el siguiente cuadro se resumen los principales efectos del impacto y su duración.

Según J. Smit (1989) el Maastrichtiense superior fue un período de climas estables con pocos cambios con una lenta tasa de renovación de los foraminíferos planctónicos y otros animales marinos y las mediciones de isótopos estables y oligoelementos no indican cambios ambientales significativos antes del límite K/T. Según este autor a finales del Cretácico se produjeron varios impactos extraterrestres simultáneos; uno en tierra y tal vez varios en el océano, dejando globalmente una delgada capa de eyección con minerales impactados y microtectitas. Estos impactos ocasionaron las extinciones masivas que marcan el final de la era Mesozoica. Las causas de estas extinciones son varias:

-Las nubes de polvo procedentes del impacto, mezcladas con las de cenizas provenientes de grandes incendios forestales, pueden haber suprimido la luz solar durante 1 a 3 meses, reduciendo temporalmente la fotosíntesis a escala global.

-Un gran aumento del CO2, causado por la descomposición de organismos muertos (entre ellos miles de millones de dinosaurios) y la destrucción de la biomasa vegetal por los grandes incendios forestales.

-Un efecto invernadero causado por el alto contenido en polvo y gases en la atmósfera provoco un aumento de la temperatura de la superficie del océano en 8°C, efecto que persistió al menos durante 5.000 años. Cuando se redujo el exceso de CO2 atmosférico, se produjo un enfriamiento de las temperaturas superficiales a la vez que la restauración parcial de la fotosíntesis en la capa fótica de los océanos y de la producción de carbonato pelágico.

A la vuelta a los valores ambientales anteriores al impacto del asteroide, una nueva fauna colonizó rápidamente nichos vacíos en los océanos del mundo. En este período pionero, las especializaciones ocurren con frecuencia, la tasa de renovación de especies planctónicas fue alta y la abundancia de especies fluctúo mucho. Unos 40.000 años después, estas faunas pioneras y oportunistas fueron reemplazadas por faunas planctónicas estables y bien conocidas, caracterizadas una vez más por tasas de renovación lentas.

En el frente de los dinosaurios observamos patrones similares. Smit et al. (1987) demostraron que la extinción gradual de los dinosaurios mucho antes del KTB es cuestionable y que la mayoría de los eventos de especiación de los nuevos mamíferos ocurren justo después del límite K/T. Para nosotros, es importante recordar que el evento de especiación de los primates primitivos ocurre dentro del período pionero inmediatamente posterior a la extinción de los dinosaurios.

Figura nº 9: Recreación dramática del ultimo dinosaurio (imagen de National Geografic).

En la revista Science correspondiente a Mayo de 2010 un grupo de investigadores critica la hipótesis de que el evento de extinción finicretácica se deba exclusivamente al impacto de un asteroide como proponen muchos investigadores. Estos autores sostienen que los patrones de extinción y supervivencia de los vertebrados y de otros organismos, tanto terrestres como marinos, fueron variados lo que apunta a un evento de extinción debido a múltiples causas a saber: actividad volcánica, regresión marina, cambios climáticos y también un impacto extraterrestre. Se constata que las cinco extinciones masivas del registro geológico ocurren durante o poco después de épocas de regresión marina global (Devónico) y al menos tres ocurren durante intervalos de vulcanismo masivo (Pérmico).

En este artículo se considera revelador que, en todos los demás casos de extinción masiva registrados en los últimos 600 millones de años, nunca se haya detectado de manera confiable, y a pesar de las extensas búsquedas realizadas, ninguna señal de un impacto extraterrestre. Que, además, en el registro geológico hay registrados otros grandes impactos extraterrestres sin extinciones asociadas.

Tamaño del asteroide.

Mediante diversos métodos se han calculado diámetros de 6,6; 10,0; 7,5 y 14,0 kilómetros, luego el tamaño medio del asteroide se cifra en 10+-4 kilómetros de diámetro, el tamaño de la Isla de Manhattan. Durante los últimos 1.000 millones de años la tierra ha sido bombardeada por un flujo casi constante de asteroides que se cruzan en la órbita terrestre. En una primera aproximación en la actualidad hay alrededor de 700 asteroides de más de 1 kilómetro de diámetro ("objetos Apolo") que cruzan la órbita de la Tierra de los cuales solo unos 7 tendrían diámetros superiores a 10 km. El tiempo medio hasta la colisión con la Tierra de un asteroide que cruza su órbita es de unos 30 millones de años y el tiempo medio hasta la colisión de un asteroide con un diámetro de 10 km o más seria de aproximadamente 200 millones de años, aunque cálculos más sofisticados (Shoemaker) estiman que el tiempo medio de colisión es de 100 millones de años.

En la siguiente figura se puede ver el tamaño del asteroide (10 kms) en comparación con el tamaño de la Tierra (12.800 Kms).

Figura nº 10: Tamaño real del bólido del limite KTB respecto al de La Tierra

En sedimentos del límite Cretácico/Terciario del Océano Pacífico Norte se ha encontrado meteorito de 2,5 mm de diámetro que se piensa que puede ser un fragmento del bólido responsable del cráter Chicxulub. Los análisis geoquímicos y petrográficos de este fragmento indican que probablemente provino de una condrita carbonosa rica en metales y sulfuros de origen asteroidal y no cometario (F.T. Kyte, 1998). Las condritas constituyen el 85% de los meteoritos que caen en la Tierra y de ellas el 5% son condritas carbonosas o condritas C.

Figura nº 11: un meteorito tipo condrita carbonosa.

Efectos del impacto:

Cráter de impacto:

El cráter ocasionado por el impacto del bólido alcanzo más de 2,5 km de profundidad y un diámetro superior a los 200 km, siendo éste el cráter conocido, hasta hoy en día, más grande y mejor preservado en todo el planeta. Su centro se localiza unos kilómetros al este de Puerto Progreso, cerca del poblado de Chicxulub, en el estado de Yucatán (Méjico), de donde el meteorito toma su nombre.

Figura nº 12: Recreación artística el Crater de Chicxulud (Méjico).

El meteorito impactó a una velocidad de 72.000 km por hora y la energía del movimiento del meteorito al llegar a la Tierra y ser liberada generó temperaturas de hasta 18.000°C. La energía liberada por el impacto del meteorito, fue la equivalente a 100 millones de megatoneladas de TNT (5.000 bombas atómicas como la de Hiroshima), la cual bastó para poder vaporizar el meteorito en un segundo y hacer un agujero que alcanzó una profundidad de 20 kms; esto pudo ocurrir al generarse dos ondas de choque una en el momento que el meteorito hizo contacto con la atmósfera y otra cuando llego a la superficie de la Tierra: la primera onda aplastó las rocas, rompiéndolas y formando grietas; la segunda afectó al meteorito deformándolo y rompiéndolo un segundo después de haber ocurrido el impacto.

Salvo el fragmento (Figura nº 11) antes descrito, no se conservan restos del meteorito ya que las altas temperaturas y la fricción vaporizaron todo el material (Álvarez, W., 2009).

En la siguiente figura se puede ver el mapa de anomalías de la gravedad del cráter de Chicxulub. Los puntos negros representan el anillo de cenotes alrededor del mismo.

Figura nº 13: Anomalías gravitatorias en el Yucatan y situación de los cenotes.

Emisiones de polvo y gases.

Para poder hacernos una idea sobre las eyecciones de polvo a la atmosfera se tiene el dato de la erupción del Krakatoa (Agosto de 1883) que expulso aproximadamente 18 km³ de material a la atmósfera, de los cuales unos 4 km³ terminaron en la estratosfera, donde permaneció entre 2,0 a 2,5 años. El polvo de la explosión de baja densidad (2 g/cm³) rodeó el globo, dando rápidamente lugar a brillantes puestas de sol, vistas en todo el mundo, y aunque esta capa de polvo no absorbió toda la radiación incidente, lo más probable es que la luz del sol se atenuara en un alto grado. Se calcula que la explosión causada por el impacto del asteroide de Yucatán fue unas 1.000 veces superior a la del Krakatoa.

Según la experiencia del Krakatoa el material del impacto del asteroide en la estratosfera se asentó en unos pocos años. Sin embargo, hace 65 millones de años, el día podría haber se ha convertido en noche durante un período de varios años, después de lo cual la atmósfera volvería relativamente rápido a su estado transparente normal.

El impacto de un gran asteroide (+- 10 km de diámetro) sobre este planeta produciría efectos devastadores en cientos o miles de kilómetros a la redonda, las perturbaciones más severas para la biosfera serían las derivadas de la emisión súbita de cerca de 50 gigatoneladas de SO₂ a la atmosfera junto a grandes cantidades de material fundido resultante del impacto de en forma de gotitas (microtectitas) junto a una enorme cantidad de polvo.

Figura nº 14: Microtectitas del limite KTB
en la Isla de Gorgonillade (Caribe).

La lluvia de microtectitas, incandescentes por su fricción con la atmósfera (Kring, 2007) provoco y la ignición espontánea de muchos bosques liberándose, además, grandes cantidades de pirotóxinas y partículas de hollín. La concentración de este hollín, junto con el polvo generado por el impacto, oscureció la atmósfera durante varios meses, causando un brusco enfriamiento global. Aparte del polvo y del hollín también se produjo una lluvia ácida de NO₂, formado a partir del N₂ y O₂ atmosféricos. Por los datos paleogeográficos se sabe que el impacto del asteroide tuvo lugar sobre un mar somero con abundantes calizas y anhidritas. la vaporización instantánea de estos materiales y de los del propio bólido liberaría metales pesados e inyectaría a la atmósfera un gran volumen de CO₂ y de aerosoles de ácido sulfúrico lo que incrementaría la lluvia ácida. Además de contribuir al enfriamiento, la liberación de todos estos gases provocaría un rápido evento de acidificación de la parte más superficial de los océanos, que afectaría severamente al plancton calcáreo (Alegret et al., 2012).

Figura nº 15: Recreación artística de la eyección de microtectitas y fragmentos del bólido tras el impacto.

Tsunami global.

El impacto del bólido en el mar tendría dos efectos, la formación de una ola de borde con el agua desplazado por el impacto y posteriormente de una ola de colapso al rellenar el agua del mar el enorme cráter producido por el impacto. La primera ola tendría 1,5 kilómetros de altura (la mayor ola medida hasta el momento es una de 30,5 metros generada por un deslizamiento en Alaska) y una velocidad de 144 kilómetros por hora, que se amortiguaría al alejarse el punto del impacto, y a esta le seguirían más de menor altura. Aproximadamente 1 hora después del impacto el tsunami llego al Atlántico y 4 horas después las olas llegan al Pacífico alcanzando el Océano Índico por ambos lados. En 48 horas el tsunami alcanza la mayoría de las costas del mundo. Cualquier tsunami históricamente documentado palidece en comparación con tal impacto global. El maremoto global provocado por el impacto seria 30.000 veces más destructivo que el que en 2004 asolo las costas de Asia provocando 230.000 muertos y mucho más destructivo que el provocado por la erupción del Krakatoa que provoco olas de 40 metros de altura que mataron a 30.000 personas.

En la siguiente figura se puede ver una simulación global por ordenador de la altura máxima de la ola provocada por el impacto (M.M. Rango et al. 2022).

Figura nº 16: Simulación del tsunami generado por el impacto del bólido en Yucatan.

Megaterremoto.

La colisión provocaría un terremoto de magnitud 12 en la escala de Ritchter que se sentiría a cientos de kilómetros del punto de impacto y de propagar ondas de choque por toda la corteza terrestre capaces de modificar la orografía del planeta. El terremoto más grande registrado fue el de Valdivia (Chile) en 1960 y esta considerado de magnitud 9,5. Este terremoto ocasiono un acercamiento de 40 metros entre las placas de Nazca y Chiloé y una variación de 3 cm en la inclinación del eje de del planeta.

Figura nº 17; Magnitudes de terremotos.

Este terremoto ocasiono un Tsumani que genero varias olas de 8 a 10 metros de altura con una velocidad de 150 km/hora tardando 15 horas en llegar a Hawai y llegando a Japón con olas de 6 m de altura.

Onda expansiva.

El impacto generaría vientos que pudieron alcanzar velocidades de 1.000 km/h a miles de kilómetros del punto de impacto. A esa velocidad y con grandes temperaturas se formaría una nube piroclástica que devastaría el planeta entero. Esta onda enviaría a la estratosfera fragmentos de hasta decenas de toneladas de peso que volverían a caer sobre la Tierra en forma de lluvia de meteoritos incandescentes que ocasionarían incendios y calentarían las aguas de zonas no afectadas directamente por el impacto.

Figura nº 18: Nube ardiente procedente del Volcán Pinatubo (Fotografía de A. Garcia)

Edad del impacto.

Varios han sido los investigadores que han estudiado la edad del impacto extraterrestre en el siguiente cuadro se resumen varias de estas dataciones:

Comisión Internacional de Estratigrafía (2004)	65.5+-0.3 M.a.
Kuiper et al (2008)	65.95 M.a.
Relación 40Ar/39Ar	65.54+-0.16 y 65.98+-0.10 M.a.
Brecha de impacto cráter de Chicxulub	65.81+-0.14 M.a.
Husson et al. (2011)	65.59+-0.07 y 66+-0,07 M.a.

Teniendo en cuenta estas dataciones el momento del impacto estaría situado en el lapso comprendido entre los 65,50-66,00 millones de años entre el Maastrichtiense y el Daniense.

G. Keller et al. (2002) han encontrado, en varias localidades de México, Guatemala, Belice y en sedimentos del límite Maastrichtiense tardío a Daniense temprano varios niveles con indicios de impactos extraterrestres. Estas evidencias consisten en varios niveles con vidrios de impactos (microtectitas, microkristitas), anomalías de Iridio, PGE, actividad volcánica y cambio climático por lo que estos investigadores han planteado un escenario de impacto extraterrestre múltiple, concretamente tres eventos de impacto durante un período de aproximadamente 400.000 años.

-El primer impacto: viene marcado por el depósito más antiguo de vidrios de impacto (MM). Este depósito se produjo aproximadamente a 65,27 +-0,03 Ma, casi coincidiendo con el importante vulcanismo del Deccan, y probablemente contribuyó al rápido calentamiento global acaecido entre los 65,4 y 65,2 Ma y dio comienzo a la extinción de las poblaciones cretácicas de foraminíferos plantónicos.

-El segundo impacto, coincide con el conocido evento límite K/T datado en 65,0 Ma e indicado globalmente por una anomalía de iridio y otras señales cósmicas, aunque este evento no está bien representado en el Caribe y Centroamérica debido a la erosión como resultado de las corrientes y actividad tectónica. El impacto del límite K/T coincide con la desaparición de todas las especies de foraminíferos planctónicos tropicales y subtropicales y una caída en la productividad primaria de los océanos.

-El tercer impacto, se identifica por una anomalía Iridio en cinco localidades de Haití, Guatemala y México localizadas en la subzona de Parbularogoglobigerina eugubina del Daniense temprano, aproximadamente 100.000 años después del límite K/T. Este evento puede haber sido responsable de la desaparición de las especies supervivientes del Cretácico y del retraso en la recuperación de otras después del evento de impacto K/T. Es necesario investigar las secuencias del Maastrichtiente tardío y del Daniense temprano en busca de señales de impacto fuera del área estudiada para determinar los efectos físicos y bióticos globales de estos eventos cósmicos.

Como se vera en apartados posteriores el limite K-T en Agost y Caravaca esta bien datado mediante sus faunas de foraminíferos y también mediante su magnetoestratigrafia segun la cual el evento de impacto acaeció durante el Cron 29r la base del Daniense (el Daniense abarca los crones de polaridad geomagnética C29, C28 y C 27)

Efectos sobre el registro fósil.

De los cinco grandes eventos de extinción masiva el evento del límite Cretácico – Terciario ha sido el más estudiado por ser el último y presentar un buen registro estratigráfico. El grupo faunístico más emblemático desaparecido en este evento de extinción fue el de los dinosaurios, pero también se extinguieron casi totalmente los ammonites, belemnites y rudistas entre otros. El impacto entre los microorganismos marinos planctónicos y bentónicos también fue muy acusado.

Figura nº 19: Las grandes extinciones en masa en el Fanerozoico.

En la siguiente tabla se resumen las tasas de extinción en las 5 extinciones masivas mayores:

	Porcentajes de extinción (%)
Evento Extinción	Familias	Géneros	Especies
Final Ordovícico	12	60	85
Final Devónico	14	57	83
Final Pérmico	52	82	95
Final Triásico	12	53	80
Final Cretácico	11	47	76

Como puede ver la mayor extinción masiva de todas las del registro geológico fue la del Pérmico, siendo la del Cretácico/Terciario (KTB) la menos intensa de todas ellas en numero de géneros y especies afectadas.

La colisión de Chicxulub tuvo un efecto catastrófico e instantáneo (meses o algunos años) sobre el conjunto de la biota terrestre y marina siendo los dinosaurios los protagonistas de este evento de extinción finicretácica. Algunos autores defienden que los dinosaurios estaban en franca decadencia a finales del Cretácico, pero estudios recientes basados en las evidencias (huesos, huevos, coprolitos y huellas) de dinosaurios en los cinco continentes, concluyen que en los últimos 18 M.a. del Cretácico y especialmente durante los 2 millones de años antes del límite K/T, los dinosaurios alcanzaron su máxima diversidad genérica.

En el siguiente gráficos (F. L. Condamine 2021) se puede ver la diversificación de 6 familias de dinosaurios antes de su extinción.

Figura nº 20: número de especies de dinosaurios durante el Cretacico Superior.

Por ejemplo, Wang y Dodson (2006) comprueban un ligero aumento de diversidad de los dinosaurios en los dos últimos pisos del Cretácico pasando de 209 géneros en el Campaniense y 213 en el Maastrichtiense. Por otro lado, Schulte et al. (2012), encuentran en el NE de México restos (huesos y dientes) de dinosaurios y reptiles marinos en sedimentos con microtectitas, lo que demostraría que los dinosaurios habitaban esa zona en el momento del impacto extraterrestre.

El registro de la extinción de los dinosaurios en España (muy estudiado en los Pirineos sur-centrales (N. López - Martínez, 2001) es uno de los mejores del mundo por la cantidad y calidad de sus numerosos yacimientos de fósiles (huesos, huevos, nidos y huellas) en una sucesión cronológica que abarca desde el Campaniense superior hasta el Daniense (Terciario basal) con una duración de unos 9 millones de años. En total se han encontrado de 8 a 9 taxones de terópodos, saurópodos y hadrosaurios en cada periodo temporal, hasta las proximidades del KTB, demostrando que no es cierta la teoría de la supuesta extinción de todos los dinosaurios en Europa dos millones de años antes que en Norteamérica, o la de los dinosaurios saurópodos cuatro millones de años antes del KTB. Si que se detectan dos periodos de cambios en la sucesión de faunas de dinosaurios con anterioridad al KTB; el primero es la desaparición de los abundantes yacimientos de huevos con cáscaras de tipo Megaloolithus y de nidos de dinosaurios que se detecta aproximadamente en el límite Campaniense-Maastrichtiense.

Figura nº 21: Nido de dinosaurio con huevos del tipo Megaloolithus (Cretácico Superior).

El segundo cambio detectado es la extinción aparente del ornitópodo Rhabdodon y de los anquilosaurios en la base del Maastrichtiense superior, y su reemplazamiento por nuevos hadrosaurios.

Figura nº 22: el dinosaurio ornistiquio rahbdodontido, Rahbdodon del Cretacico Superior
(86-66 Ma)

En las secciones pirenaicas se detecta un gap de un metro como mínimo entre los fósiles de dinosaurios más recientes (varios yacimientos de huellas) y el primer nivel del Terciario, asociado a una anomalía isotópica del C13 y a dos yacimientos ricos en peces y carentes de dinosaurios. Este registro es compatible con una extinción catastrófica precedida de importantes cambios en las faunas de dinosaurios que no pueden considerarse precursores de su desaparición.

Pero el hecho de que el registro fósil de los dinosaurios sea bastante incompleto y discontinuo (solo se conocen un 30% de sus especies) hace que no sean los indicadores idóneos para caracterizar el límite K/T en detalle. Además, la experiencia nos dice que es mucho más habitual encontrar fósiles de seres marinos que de animales terrestres y que dentro de estos los que tienen más probabilidades de fosilizar son los invertebrados (ammonites, belemnites, corales, bivalvos…) con conchas duras, fosilizando mejor los de menor tamaño (microfauna). Por todo ello se ha considerado que lo más útil para el estudio paleontológico del límite K/T es utilizar los fósiles de organismos marinos. Dentro de estos fósiles los grupos que tienen un mejor y más abundante registro fósil son los microorganismos marinos y, por tanto, son los mejores para definir las características y los ritmos de una extinción. Además en Calasparra y Agost el límite K/T se encuentra dentro de sedimentos margosos hemipelágicos con escasos macrofósiles (bivalvos, equínidos,…) pero con muy abundantes microfósiles de foraminíferos bentónicos y planctónicos lo que obliga a la utilización de estas microfaunas para su estudio paleontológico.

Foraminíferos en el limite JK/T:

Durante el Cretácico Superior disminuyo la abundancia de las especies de foraminíferos de ambientes profundos e intermedios, en cambio sobrevivieron las especies que habitaban cerca de la superficie. Se considera que la causa de este declive fue una regresión del nivel del mar durante el Cretácico Tardío justo antes del límite K/T. Otras extinciones de especies en el límite K/T y posteriores se han atribuido a la importante reducción en la productividad de la superficie y a la ruptura en la estratificación de la masa de agua que se asoció a una rápida transgresión marina. Pero también se ha comprobado como el impacto de un bólido extraterrestre acelero la desaparición de los foraminíferos planctónicos cretácicos.

En el caso de los foraminíferos planctónicos esta extinción podría haber causado la desaparición de alrededor del 90% de sus especies, todo lo contrario de lo que les paso a los foraminíferos bentónicos que no sufrieron ninguna extinción masiva, lo que es indicativo de que el ambiente bentónico fue menos afectado que el planctónico. Sin embargo, las asociaciones bentónicas sí que muestran que, en coincidencia con el limite K/T, hubo una disminución drástica en suministro de nutrientes al fondo del mar, seguido de inestabilidad ambiental y/ o baja oxigenación durante el Daniense más bajo y una lenta recuperación durante el Daniense Inferior. Los cambios en los foraminíferos bentónicos y los cambios paleoambientales inferidos son compatibles con el efecto catastrófico causado por un asteroide de gran tamaño como el que se piensa que impactó contra la Tierra en el límite K/T.

El análisis de las asociaciones de microfósiles indica, de una manera clara, que la extinción del límite K/T fue muy brusca, concentrada en un nivel de grosor milimétrico y que los más afectados por la misma fueron los microorganismos de conchas carbonatadas que vivían flotando en la superficie de mares y océanos (foraminíferos planctónicos) con la desaparición de más del 70 % de especies de estos organismos.

En la siguiente figura se puede ver el patrón de extinción de los foraminíferos planctónicos en el estratotipo del límite K/T de El Kef (Túnez). A la izquierda del grafico se observa que solo unas pocas especies cretácicas desaparecen antes del límite K/T y como la mayoría desaparece en este límite. En esta parte del grafico también se observa que ninguna especie paleógena está presente antes del límite K/T y como experimentan una evolución explosiva concentrada en unos pocos miles de años. En la parte derecha del gráficos se pueden ver que solo unas pocas especies sobreviven al límite K/T pues muchas de las que aparecen por encima del límite corresponden a fósiles reelaborados (líneas discontinuas).

Figura nº 23: Extinción masiva de foraminíferos planctónicos en el KTB de El Kef (Túñez).

En la siguiente figura se puede ver una composición fotográfica (J.A. Arz et al. 2012) con el nivel con acumulación de microtectitas y minerales de choque que marca el límite K/T en Caravaca (Murcia) y la comparación entre las asociaciones de foraminíferos planctónicos del Cretácico y del Paleógeno con una marcada diferencia en el tamaño y complejidad de las conchas. En Caravaca y Agost las extinciones de especies fueron selectivas desapareciendo primero las especies de gran tamaño con formas complejas muy ornamentadas y geográficamente restringidas y sobreviviendo las especies más simples, morfológicamente más pequeñas y cosmopolitas . Este patrón de extinción y supervivencia de especies también se ha observado en EI Kef y el río Brazos.

Figura nº 24: El KTB en Caravaca (izquierda) y cambios en la fauna de foraminíferos
planctónicos en el limite Cretácico-Terciario (derecha).

Se consideraba que después de la extinción masiva causada por el impacto la recuperación del ecosistema marino global seria geográficamente heterogénea según la distancia al punto de impacto del asteroide. Si hubiera una relación entre la distancia desde el impacto y la recuperación de la vida marina, ocurriría que las tasas de recuperación serían más lentas en el cráter mismo. Sin embargo, el estudio del registro de foraminíferos, nanoplancton calcáreo, rastros de fósiles y otros datos obtenidos por un sondeo realizado conjuntamente por International Ocean Discovery Program y Programa Internacional de Perforación Continental en el interior del cráter Chicxulub, indican que la vida reapareció en pocos años después del impacto y que se estableció un ecosistema de alta productividad dentro de los 30.000 años siguientes, lo que indica que la proximidad al impacto no retrasó la recuperación y que, por lo tanto, no hubo un control ambiental relacionado con el impacto en la recuperación.

LA SECCION DE AGOST (ALICANTE).

La sección Agost, descrita por primera vez por Leclerc en 1971, es una de las más relevantes y conocidas secciones del límite K/Pg (Cretácico/Paleógeno) en España y es, junto la de Caravaca, una de las principales localidades mundiales donde estudiar las evidencias del impacto y la consiguiente extinción masiva. La sección ha sido estudiada por numerosos investigadores de variadas disciplinas geológicas (estratigrafía, paleontología, geofísica, etc…). La sección de Agost se encuentra a aproximadamente 100 km al este de la mencionada sección de Caravaca; como ambas secciones tienen una parecida litología son consideradas como unas de las secciones más continuas del límite K/T del mundo.

Ubicación y estratigrafía.

Agost está situado en la Provincia de Alicante, en el SE de España y el afloramiento se sitúa aproximadamente a 1 km al norte del casco urbano. La transición Cretácico -Terciario y el KTB aparece parcialmente expuesta en el talud izquierdo de carretera Agost-Castalla (CV-827), cerca del PK 9 de esta vía de comunicación:

Figura nº 25: Carretera Agost- Castalla, al fondo el Maigmó.

En el talud de la carretera CV-827 hay dos sitios donde se puede ver la capa negra que marca el KTB, el mas visible se localiza en el punto de coordenadas:

X= 706275

Y= 4258963.

Figura nº 26: Talud de la carretera donde hay una buena exposición del KTB.

Geológicamente Agost se sitúa en las zonas externas de la Cordillera Bética tal como se puede ver en la siguiente figura:

Figura nº 27: Esquema geológico de la Provincia de Alicante.

Mas concretamente estaríamos en la Zona de Aspe-Jijona-Alicante del Prebético Interno, salvo los afloramientos triásicos situados al sur de Agost que podrían considerarse Subbéticos.

Figura nº 28: Zonación del Prebético de Alicante.

La estructura geológica regional esta muy tapada por extensos depósitos cuaternarios, observándose como al sur de Agost se encuentra un anticlinorio o transversal triásica de dirección aproximada E-W en la que afloran las dolomías del Muschelkalk y las evaporitas del Keuper. Al norte de esta transversal afloran terrenos del Cretácico superior, con buzamientos suaves y afectados por fallas directas , de dirección N-S, que se disponen a modo de teclas de piano y que se sitúan discordantemente sobre el Keuper. Al Sur de esta transversal triásica también aparecen terrenos del Cretácico inferior discordantes sobre el Triásico. El emplazamiento de este Triásico debido de tener un carácter diapírico con una primera intrusión prealbiense y otra en el Mioceno Medio, con formación de depósitos “ryn-sincline”, diapirismo que continua en la actualidad. En el siguiente perfil (IGME) se puede ver un corte de esta estructura diapírica.

Figura nº 29: Corte geológico del MAGNA.

En este Keuper se distinguen las cinco formaciones que constituyen el Grupo Valencia (F. Orti, 1974): Arcillas y Yesos de Jafafuel (K1), Areniscas de Manuel (K2), Arcillas de Cofrentes (K3), Arcillas yesíferas de Quesa (K4) y Yesos de Ayora (K5):

Figura nº 30: Afloramiento de arcillas rojas en facies Keuper en el Barranco del
Montnegre (Jijona; Alicante).

Debido a su naturaleza evaporítica estos depósitos triásicos se encuentran extruidos de modo diapírico perforando materiales más modernos. Debido a su naturaleza blanda y fácilmente erosionable (evaporitas) normalmente constituyen relieves negativos.

Figura nº 31: Estructura diapírica en la Vía verde del Maigmó.

Los depósitos del Cretácico superior y del Paleógeno inferior en Agost incluyen desde la parte superior del Cenomaniense hasta la Formación Quipar-Jorquera del Eoceno (Vera, 1983), que fue descrita originalmente por Van Veen (1969). Los depósitos del Maastrichtiense consisten en margas masivas pelágicas grises, intercaladas con calizas margosas más escasas en la parte superior.

Desde el punto de vista paleogeográfico, a finales del Maastrichtiense, Agost se encontraba en el borde meridional de la Placa Ibérica que a su vez estaba unida a la Placa Europea. Agost y Caravaca se situaban en el mar en este caso en la conexión entre el Océano Atlántico y el Tethys como se puede ver en la siguiente figura:

Figura nº 32: Situación de los afloramientos del KTB en el esquema paleogeográfico de la Península Ibérica a finales del Cretácico Superior.

All final del Maastrichtiense, Agost estaría situado entre la parte más externa de la plataforma continental y la parte más somera del talud a profundidades que oscilarían entre los 200 a 500 mts de profundidad. Inmediatamente por debajo del límite K-T la sedimentación se hace más profunda, depositándose en las partes medias del talud entre los 600 y 1.000 mts de profundidad, sin sufrir ninguna variación durante el Daniense basal. La estimación de las tasas medias de sedimentación en Agost es de 1,98 cm/ka para el Cretácico final y de 0,83 cm/ka para el Terciario basal y no hay señales de discontinuidades estratigráficas lo que hace a esta sección una de las mejores de todo el mundo del límite K-T

En la siguiente figura se puede ver el mapa geológico 1/50.000 de la serie MAGNA correspondiente a la Hoja 871 (ELDA)

Figura nº 33: Mapa geológico de la zona de Agost con indicación de la situación del KTB.
Compuesto a partir de la Hoja 871 (ELDA) del IGME.

En esta Hoja aparecen, dispersos, varios afloramientos de Paleoceno, pero que este apoyado directamente sobre el Cretácico Superior solo están los de la Loma de Beata en Agost y la Buitrera en Monovar y en este ultimo no esta descrito el KTB.

Localmente nos situamos inmediatamente al norte del Casco urbano de Agost en la zona conocida como Loma de la Beata donde aflora buzando suavemente (10-20º) una secuencia Paleocena dispuesta sobre el Cretácico Superior:

Figura nº 34: Mapa geológico de detalle de La Loma de la Beata al norte
de Agost donde se cartografían las diferentes unidades litoestratigráficas
definidas en la zona. (Tomado de Geolodia de Agost)

Estratigrafía;

En el sur de España, el intervalo KTB está formado por margas y calizas hemipelágicas del Maastrichtiense superior y Paleoceno Inferior (Daniense) con una microfauna diversa y abundante. Las margas con un 20% de detríticos finos (arcilla y limo), presentan gran cantidad de organismos calcáreos pelágicos. Las margas/calizas pelágicas maastrictienses tienen más de 100 metros de espesor y presentan un ritmo de deposición de 40 mm/kyr, sin observarse cambios litológicos significativos hasta el KTB. En la siguiente figura e puede ver la tabla cronoestratigráfica del Cretácico-Paleoceno.

Figura nº 35: Tabla cronológica de Cretacico Superior - Paleógeno.

Las margas del Maastrichtiense superior están recubiertas por una capa o lámina de arcilla pura, de apenas 2 mm de espesor. Esta lámina contiene restos de meteoritos y escombros de impacto y que probablemente representa la precipitación distal de un gran impacto extraterrestre. Tanto el límite inferior como el superior de la lámina son nítidos, lo que indica que se depositó en un solo evento.

Figura nº 36: Detalle de la capa limite de Agost donde se aprecia su grosor (2-3 mm).

El límite superior de la arcilla límite es gradual a partir de la misma aparece una flora nanofósil y una fauna de foraminíferos planctónica, completamente nueva. La lámina con restos del impacto está recubierta por una capa de arcilla oscura, en realidad una marga arcillosa. con aproximadamente un 25% de carbonato que también se caracteriza con nuevas faunas de foraminíferos y nanofósiles planctónicos.

Figura nº 37: La capa negra de limite K/T en Agost con un grosor de 5 cmts.`

El espesor de la capa de arcilla límite se correlaciona con las tasas de sedimentación normales en el Maastrichtiense superior y el Paleoceno inferior, y varía de 3 cm en la sección de Relleu a 6,5 en las secciones de Caravaca y Agost y de hasta 20 cm, en la sección de Kef en Túnez.

Geoquímica e isotópicamente, los sedimentos del Paleoceno inferior son casi indistinguibles de las margas del Maastrichtiense superior, aunque las tasas de sedimentación solo corresponden a la mitad (20 mm/kyr) de la tasa del Maastrichtiense.

En 1989, el grupo de trabajo sobre el Límite Cretácico-Paleógeno de la Comisión Internacional de Estratigrafía han considerado que el límite Cretácico-Terciario esté en la base de la arcilla límite en la sección de Kef (Túnez).

Según el IGME (Hoja 871 del MAGNA) en la zona afloran los siguientes materiales:

Senoniense: Son calizas, margas y calizas margosas blancas, rosadas o verdes y amarillentas con facies pelágicas de Globotruncanas. En el Senoniense se incluyen materiales datados como Coniaciense, Santoniense, Campaniense y Maastrichtiense, que no han sido individualizados en la cartografía del MAGNA.

Serie de arcillas verdes: Esta Unidad se halla en perfecta continuidad con los materiales senonienses y está constituida por una secuencia de materiales arcillosos de color verde. No es raro encontrar entre ellos algunas intercalaciones de areniscas calcáreas o bien pasadas de arcillas de color salmón, sobre todo en la base. Su potencia se puede establecer en unos 80 a 100 metros. Es frecuente encontrar entre ellas algunas pasadas con numerosos Nummulites. La microfauna que contienen permite datarlas como Luteciense Medio.

Figura nº 38: Margas verdes con algún nivel rojizo. Paleoceno de Agost.

Por su parte B. Chacón y J. Martín-Chivelet propusieron la siguiente subdivisión litoestratigráfica compuesta por siete unidades con el rango de formación: la Fm Naveta, la Fm Aspe, Fm Carche, Fm Raspay, Fm Alberquilla, la Fm Agost y la Fm Pinoso.

Figura nº 39: Disposición estratigráfica de las distintas unidades litoestratigraficas del
transito Cretácico-Terciario en el Prebético Interno de Alicante.

Formación La Naveta:

Con un espesor de 13 metros está constituida por una sucesión de aspecto rítmico de calizas poco margosas de color blanco a beige y de aspecto algo lajoso, estratificadas en bancos de espesor decimétrico a centimétrico, entre las que suelen intercalarse finos niveles de margas y margocalizas beige-gris. Se trata de biomicritas wackestone a packstone, de tamaño de grano fino, afectadas por bioturbación moderada de tipo Zoophycos, contienen abundantes foraminíferos planctónicos, ostrácodos, algunas calciesferas y escasos foraminíferos bentónicos, junto con fragmentos de equínidos y de bivalvos. Se apoya sobre una discontinuidad situada a techo de las calizas micríticas del Turoniense inferior-medio. En su techo, los depósitos de la Formación Naveta dan paso de forma gradual y rápida a las calizas y calizas margosas de la Formación Aspe. Su edad sería Coniaciense superior (Santoniense inferior)-Santoniense superior alto (Campaniense basal).

La Unidad se depositaria en un ambiente marino hemipelágico con profundidades superiores a los 150 metros (por debajo de la zona eufótica), la sedimentación seria fundamentalmente carbonatada aunque recibe pequeñas cantidades de terrígenos de grano muy fino.

Formación Calizas del Carche:

Con un grosor de 95 metros está constituida por calizas y calizas margosas de tonos beige claro a blanco, con intercalaciones de tonos más rojizos, de aspecto ligeramente lajoso, estratificadas en bancos de espesor decimétrico, entre las que se reconocen tramos poco potentes de margocalizas y finas intercalaciones de calizas calcareníticas beige a ocre que muestran laminación interna. El conjunto de la unidad está afectado por estructuras de tipo slump que revelan cierta inestabilidad en el fondo marino. Las microfaunas incluyen abundantes foraminíferos planctónicos, algunos foraminíferos bentónicos, calciesferas, ostrácodos y espículas de esponja, así como numerosos fragmentos de inocerámidos y de equínidos. La bioturbación en estos materiales es variable predominando los Zoophycos que son madrigueras con una estructura tridimensional, helicoidal o en forma de lengua que son el resultado de la superposición de madrigueras en forma de U. Es una estructura de alimentación sistemática (fodinichnia) creada por gusanos no identificados que se alimentan por depósitos profundos de etológia controvertida lo que probablemente se deba a la asignación a "zoophycus" de diversas estructuras generadas por diferentes trazadores que emplean diferentes comportamientos, o incluso un solo trazador que emplea diversos comportamientos.

Figura nº 40.: Icnofauna de Agost

En Agost se han reconocido abundantes zoophycus de orientación horizontal y oblicua cuyos planos horizontales pertenecen a lóbulos aislados de morfología variable. La vista transversal permite apreciar la típica estructura espiral interna, así como reconocer varios casos en los que diferentes lóbulos pertenecen a la misma estructura. El zoophycus más completo registrado está compuesto por cinco lóbulos, espaciados verticalmente entre 2 y 7 cm, aumentando el tamaño hacia abajo desde unos 4 cm de largo hasta una longitud máxima mayor. Las estructuras tienen un espesor de 0,1 a 0,3 cm. Ocasionalmente, se ha reconocido a zoophycus en asociación con condrites. En la figura de la derecha se puede ver una asociación de icnofauna reconocida en el perfil de Agost.

Tanto la base como el techo de la unidad están definidos por sendas discontinuidades, las cuales tienen asociados niveles conglomeráticos matriz soportados (de tipo debris flow) de espesor decimétrico.

Su edad seria Campaniense basal (Santoniense terminal)-Maastrichtiense inferior. La sedimentación tuvo lugar en medios marinos abiertos comprendidos entre una plataforma externa carbonatada, con profundidades superiores al nivel de base del oleaje y a la zona fótica y en ambientes hemipelágicos carbonatados a mixtos bien oxigenados, también por debajo de la zona fótica, afectados por la actuación de corrientes de fondo y que esporádicamente recibían aportes desde la plataforma somera. En las zonas más profundas se localizan las estructuras de deslizamiento por gravedad, tipo slump.

Formación Aspe:

Con un espesor 80 metros presenta un marcado carácter rítmico, marcado por la alternancia decimétrica de calizas a calizas margosas y margas a margocalizas, todas ellas de tonos que oscilan entre rojizos, salmón y blanco-beige. Las primeras son biomicritas wackestone a packstone, de grano fino a muy fino, con una asociación fósil formada por abundantes foraminíferos planctónicos, calciesferas y ostrácodos, algunos foraminíferos bentónicos de pequeño tamaño, restos de inocerámidos y de equínidos, y, en menor cantidad, de pequeños dientes de peces. Las señales de bioturbación (tubos de escasos milímetros de diámetro y Zoophycos) son frecuentes. Se han reconocido niveles decimétricos de calizas calcareníticas algo arenosas y finamente laminadas con gran continuidad lateral y límites muy netos.

La Formación Aspe descansa sobre la Formación Naveta, existiendo entre ambas un tránsito gradual marcado por un ligero incremento en el contenido en terrígenos hacia techo. El techo de la formación viene definido por una discontinuidad muy llamativa definida por cambio brusco en el tipo de depósito (que pasa a ser margoso) y por la presencia de fallas inversas sinsedimentarias, pequeños niveles turbidíticos, slumps y prominentes olistolitos de dimensiones métricas.

La Formación Aspe se depositó en un medio marino abierto hemipelágico, carbonatado a mixto, bien oxigenado y localizado por debajo de la zona fótica, en el que imperaba la decantación de fino material pelágico y que podía estar ocasionalmente bajo la influencia de corrientes de fondo que retocaban y lavaban el sedimento y daban lugar a depósitos de calcarenitas finas.

Figura nº 41: Alternancia de calizas y margas grises claras con tonos rojizos. Carretera de Castalla.

Formación Margas de Raspay:

Con un espesor de 55 metros está constituida por margas de color verde e intercalaciones de niveles margocalizos o calcareníticos, de color beige a ocre claro. Toda la unidad se encuentra afectada por deformaciones de tipo slump, con un aspecto muy caótico. Las margas son masivas y contienen abundantes foraminíferos planctónicos y bentónicos. Los niveles más ricos en carbonato son de composición biomicrítica, de textura wackestone y tamaño de grano fino. Su contenido fósil incluye equínidos irregulares, restos de inocerámidos y algunos gasterópodos, junto con abundantes microfósiles, entre los que destacan ricas asociaciones de foraminíferos planctónicos y bentónicos de pequeño tamaño, junto con calciesferas. Las intercalaciones calcareníticas son bio-litocalcarenitas de grano muy grueso a medio y texturas packstone a grainstone, que incluyen una asociación fósil caracterizada por una mezcla de fósiles de diferentes ambientes y batimetrías (fragmentos de equínidos, de inocerámidos y de otros bivalvos, de briozoos y de algas rojas, así como numerosos foraminíferos bentónicos de gran tamaño y aguas muy someras, algunas calciesferas y escasos foraminíferos planctónicos) de edad Maastrichtiense superior alto. La Formación Raspay descansa sobre la discontinuidad del techo de la Formación Aspe. En cuanto a su límite superior, se ha reconocido la existencia de una discontinuidad de carácter erosivo que la separa de los materiales de la Formación Pinoso.

Figura nº 42: Formación Margas de Raspay en Agost.

Los depósitos de la Formación Raspay se formaron en medios marinos abiertos con importantes aportes de terrígenos en suspensión, comprendidos entre la plataforma externa (con profundidades superiores a los 100 m) y la zona batial superior (más de 200 m). Estos medios más profundos tenían fondos inestables, con desarrollo de abundantes slumps. Esporádicamente llegaban flujos turbidíticos procedentes de áreas someras.

Formación Alberquilla:

Presenta un espesor de 31 metros y está constituida por calizas y/o calizas margosas de color blanco a beige, estratificadas en bancos centimétricos a decimétricos en su parte inferior, que dan paso hacia techo a calizas calcareníticas bioclásticas beige con laminación cruzada y calizas bioconstruidas blancas de aspecto masivo con algunas intercalaciones de margas blanquecinas. Las microfacies de los primeros metros de la unidad son biomicritas wackestone a packstone de grano muy fino, ricas en foraminíferos planctónicos, junto con escasos foraminíferos bentónicos de pequeño tamaño, algunos ostrácodos y numerosos restos de equinoideos. El resto de la unidad está formado por calcarenitas bioclásticas packstone a grainstone con laminación de riples, que incluyen abundantes foraminíferos macrobentónicos, restos de algas rojas, de equínidos, de briozoos y de bivalvos, junto con algunos ostrácodos, y por biolititas framestone de corales coloniales. La Formación Alberquilla se apoya sobre el hardground desarrollado sobre la Formación Raspay y queda limitada a techo por una discontinuidad que la separa de los materiales de la Formación Pinoso.

Figura nº 43: Calcarenita con laminaciones paralelas y de ripples. Paleoceno de Agost.

La edad de esta unidad, basada en los foraminíferos macrobentónicos, es Daniense inferior a Thanetiense superior. Está que incluyen su parte media y superior. Los primeros metros de la unidad, con abundantes foraminíferos planctónicos de muy pequeño tamaño, se incluyen en el Daniense inferior, probablemente no basal.

La formación se depositó en un ambiente marino carbonatado, que abarcaba desde la plataforma externa proximal, con desarrollo de facies abiertas ricas en organismos planctónicos, al complejo arrecifal, con depósitos bioclásticos y bioconstruidos que delimitaban áreas algo más protegidas hacia la costa.

Formación Agost:

En su estratotipo la unidad tiene un espesor de 16 metros. Está formada por margas y lutitas margosas de color verde a rojo, que suelen mostrar finas intercalaciones más carbonáticas de margocalizas a calizas margosas gris-verdosas hacia la parte inferior y la parte superior de la unidad y de calizas calcareníticas finamente laminadas, de color beige a ocre en su parte inferior.

Figura nº 44: Margas verdes y rojizas Paleógenas con niveles de calcarenitas. Agost.

Las margocalizas y calizas margosas muestran una bioturbación de Zoophycos ligera a moderada y están constituidas por biomicritas de grano fino a muy fino con texturas wackestone y packstone. Incluyen restos de equínidos, abundantes foraminíferos planctónicos, junto con algunos ostrácodos y una rica asociación de foraminíferos microbentónicos.

Figura nº 45: Alternancia de calizas arcillosas y margas grises. Paleógeno de Agost.

La edad de la Formación, basada en foraminíferos planctónicos, es Daniense basal a Selandiense inferior (Paleoceno basal a Paleoceno medio bajo). En la base se reconoce el Paleoceno basal mientras que a los tramos más altos se les asigna una edad Paleoceno medio bajo.

La sedimentación de la Formación Agost tuvo lugar en un medio hemipelágico mixto, bien oxigenado, situado por debajo de la zona eufótica y a profundidades batiales superiores a los 200 m en las áreas más proximales y a más de 500 m en las zonas más abiertas. A estos medios marinos abiertos, en los que predominaba la decantación, llegaban importantes aportes de terrígenos de grano fino en suspensión. Recibían esporádicos aportes turbidíticos y podían estar afectados ocasionalmente por corrientes de fondo que retocaban sus depósitos. Los materiales de esta unidad, especialmente hacia su parte superior e inferior, están afectados a menudo por slumps, lo que indicaría una cierta inestabilidad en el medio.

Figura nº 46: Columna litoestratigrafica de la Formacion Agost

En la sección de Agost, el paso del Maastrichtiense al Daniense tiene lugar mediante un fino nivel arcilloso oscuro de color verde-gris y de escasos centímetros de espesor (8-10 cm), que separa los depósitos margocalizos de la infrayacente Formación Raspay de los materiales margosos de la Formación Agost. A techo, la Formación Agost queda separada de la suprayacente Formación Pinoso mediante una discontinuidad que representa un abrupto cambio en las condiciones de depósito.

Figura nº 47: Composición fotográfica de la capa negra que marca el limite Cretacico-Terciario en
Agost (Alicante). En el recuadro inferior izquierdo un detalle de esta capa.

La Formación Agost se apoya sobre la Formación Raspay y el tránsito de una a otra unidad tiene lugar generalmente de un modo gradual y en aparente continuidad sedimentaria, quedando marcado por un fino nivel arcilloso de escasos centímetros de espesor correspondiente al límite Cretácico/Terciario (KTB).

Figura nº 48; La capa negra que marca el limite Cretácico-Terciario en Agost.

Formación Pinoso:

Unidad de aspecto bastante rítmico y bien estratificada, constituida por niveles alternantes de margas ocre-verdes y de calizas calcareníticas limosoarenosas de color beige a ocre. Hacia techo de la unidad, los niveles más carbonáticos aumentan en número y adquieren mayor potencia frente a los tramos margosos. Estos niveles más carbonáticos son packstone a grainstone arenosos, de tamaño de grano fino a grueso, y muestran una importante mezcla de faunas de aguas someras y más profundas, e incluso, en algunos casos de faunas reelaboradas y no reelaboradas. Entre su contenido fósil destacan abundantes restos de equínidos, algas rojas, briozoos y Distichoplax biserialis (incertae sedis), junto con numerosos foraminíferos macrobentónicos y algunos microbentónicos, ostrácodos y foraminíferos planctónicos. Las margas incluyen abundantes foraminíferos planctónicos y microbentónicos y algunos ostrácodos, así como abundantes restos de equínidos. Se apoya sobre la discontinuidad regional reconocida a techo de las calizas de la Formación Alberquilla. A techo, la unidad queda cubierta discordantemente por margas verdes de edad eocena.

Figura nº49: Margas y calizas

En su estratotipo, la edad de la Formacion Pinoso es Thanetiense superior alto a Ilerdiense medio (Paleoceno terminal a Eoceno inferior). Sin embargo, en el área de Aspe, según Serra-Kiel et al. (1998) y Hardenbol et al. (1998), al techo de la unidad le asigna una edad Ilerdiense medio o Ypresiense inferior.

La sedimentación de la Formación Pinoso tuvo lugar en un ambiente de plataforma externa mixta que excepcionalmente pasaba a medios hemipelágicos carbonáticos, por debajo de la zona fótica y a profundidades marinas batiales. Estas plataformas externas, caracterizadas por una turbidez relativamente alta debido a los elevados aportes de terrígenos en suspensión, recibían aportes procedentes de áreas más someras, caracterizados por una importante mezcla de fauna y con una cierta orientación de sus componentes, que se interpretan como depósitos de naturaleza turbidítica.

Descripción de la capa limite K/T (K/Pg) en Agost.

En Agost el límite K/Pg o KTB viene marcado en los sedimentos margosos del transito Cretacico - Terciario por una capa de arcillas negras de 12 cm de espesor, con un nivel ferruginoso de color rojo de 2-3 mm de espesor en su base. El nivel ferruginoso contiene clastos de minerales de Fe como goethita, hematita, glauconítica, foraminíferos escasos y está enriquecido en Iridio, níquel, cobalto, cromo, espinelas y esférulas de sanidina que se ha considerado (Smit 1982, 1990) como microtectitas alteradas. Este nivel oxidado se ha denominado "capa de caída", que marca el límite KTB a escala mundial.

Figura nº 50: Capa roja o de caída en el KTB de Agost.

Un análisis magnetoestratigráfico detallado realizado a través del límite K/Pg de la sección de Agost (Groot et al. 1989) identificaron las zonas de polaridad C30n, C29r y C29n. El límite K/Pg se sitúa a los dos tercios desde la base del cron C29r.

El nivel más bajo de arcilla oscura del Daniense está cubierto por una capa de arcillas grises masivas de 10 cm de espesor. Por encima en la sección se reconocen dos cuerpos tabulares de calizas margosas de un decímetro de espesor, con una capa intercalada de margas de un decímetro de espesor. La parte superior del tramo está formada principalmente por margas grises masivas, con un espesor de 10 cm y un nivel de calizas margosas intercaladas 230 cm por encima el límite K/Pg.

Los rastros de fósiles son frecuentes en todo el Límite K/Pg. El enfoque paleoicnológico ha sido realizado analizando icnotaxas, abundancia relativa, la distribución horizontal y vertical de rastros de fósiles.

Figura nº 51: Distribución vertical de las principales trazas fósiles en Agost (según F.J Rodriguez-Tovar).

Esferulas.

Una de las características de la lámina de impacto de Agost y de otros lugares donde esta presente es la presencia de abundantes microesférulas o microkrystitas de feldespato potásico con concentraciones de 100-200 esférulas por cm3 y más abundantes de óxidos de hierro (goetita) con concentraciones de 200 a 300 cm3. Estas últimas se presentan con formas de gotas o lagrimas o como agregados de otras más pequeñas que las anteriores, con texturas framboidales y ambos tipos recubiertos de cristales de pirita oxidada.

En el siguiente grafico (J.Smit) se observa la relación entre el diámetro de esférulas similares a microtectitas del límite Cretácico – Paleógeno, más pequeñas cuanto más alejadas del punto de impacto, así las esférulas no cristalinas de Norteamérica y las recuperadas en los sondeos realizados en la costa este de América del Norte son claramente más grandes que las esférulas cristalinas (máficas) encontradas en otros lugares con KTB como en Agost y Caravaca (España).

Figura nº 52: Diámetro de las esferulas del KTB en varias localizaciones del mundo.

En Agost, las esférulas de óxido de Fe son más abundantes que las de feldespato potásico, con una distribución de 100-300/cm³. Se presentan con diferentes morfologías, desde formas de esfera hasta formas de gota con texturas fibroradiales y dendríticas similares a las de las esférulas de feldespato potásico (Martínez-Ruiz et al.,1997).

Figura nº 53: Esferulas de goethita de Agost. (Mártinez-Ruiz et al. 1997))

En este mismo límite K/T son abundantes las esférulas de feldespato potásico, con una distribución de 100-200/cm³, su tamaño suele ser de 100 a 500 µm y, mayoritariamente, se presentan en forma de esferas, aunque también son comunes otras morfologías en forma de gotas, similares a las de la sección de Caravaca y como estas también presentan una estructura porosa en la que se mezclan cristales de feldespato potásico con texturas fibroradiales y dendríticas.

En la siguiente imagen (IGME) se pueden ver algunas de estas esférulas de goetita de 0.5 mm de diámetro de la capa roja del límite K/T de Agost.

Figura nº 54: Microfotografia con esferulas de Agots (Fuente: IGME)

El potasio y los óxidos de Fe han reemplazado al material precursor original de la esférula. El hecho de que las esférulas de feldespato potásico y de óxido de Fe, que presentan texturas y morfologías similares, sean a su vez similares a las de las esférulas de clinopiroxeno inalteradas encontradas por Smit et al. (1992) sugiriere que el clinopiroxeno podría haber sido el mineral precursor.

Según Martínez-Ruiz (1994, 1997) la composición de los núcleos de entre 5 y 30 µm de diámetro de las esférulas, ricos en carbono, en iridio y otros PGE y en níquel corresponderían a material meteorítico original lo que sería coherente con la teoría de que el cuerpo responsable del impacto del límite K-T fue un condrito carbonáceo. Por su parte Wdowiak et al. (2001) al analizar una muestra de la lámina de impacto de Agost detectaron abundante goethita superparamagnética que interpretaron como una fase meteorítica originalmente depositada a partir de la pluma de impacto y depositada en todo el globo.

Figura nº 55: Microfotografía con algunas microesferulas de formas variadas de Agost
(Alicante) (imagen de V. Villasante 2015).

Mineralogía y geoquímica de la Capa Limite en Agost.

La capa límite K/Pg en Agost se caracteriza por una fuerte disminución en el contenido de carbonatos y un posterior aumento de la proporción de arcillas. Esméctita y esférulas alteradas diageneticamente compuestas de feldespato potásico y óxidos de hierro son los principales componentes de la capa límite. En la capa límite y también en las arcillas margosas oscuras depositadas sobre esta capa se observan otros minerales traza como celestita, barita, rutilo, óxidos de Cr, clorito y paligorskita.

Como en otros sitios donde se encuentra el límite K/T en el mundo, el límite en Agost está marcado por importantes anomalías geoquímicas caracterizadas por un gran aumento de Iridio y otros elementos del grupo del platino. El límite también hay un alto contenido de diferentes elementos químicos como Fe, Cr, Co, Ni, Cu, Zn, As o Sb y significativos cambios en δ13C y δ18O. La composición geoquímica de la capa límite en Agost y su enriquecimiento en elementos típicamente extraterrestres apoyan la teoría de un impacto extraterrestre al final del Cretácico. Además, los oligoelementos de la capa de arcilla oscura en la base del Daniense se produjeron condiciones de anóxica a hipóxica en el fondo, estas últimas parecen haber sido algo más extremas en Agost que en Caravaca.

Figura nº 56: Fotografía del limite Cretacico-Terciario en Caravaca (Murcia). Se puede apreciar con nitidez ls capa roja o de caída debajo de la capa negra. (Fotografía del LIG del IGME).

En el siguiente grafico (J.Smit,1989) se ven los patrones de algunos oligoelementos importantes en el KTB en la sección de Agost (carbonatos en %, Sc-La en µg/g, Ir en ng/g). La distribución del escandio (Sc) y la del lantano (La), están inversamente relacionadas con el contenido de carbonato.

Figura nº 57: Anomalía en el contenido de distintos elementos químicos en el KTB de Agost.

Isotopos del carbono.

El Carbono 12 se genera en la superficie del océano mediante fotosíntesis a partir del CO₂ y se incorpora al tejido inorgánico de los organismos. Como consecuencia las aguas superficiales se enriquecen sistemáticamente en carbono 13 frente a las aguas más profundas por lo que la composición isotópica de carbono refleja la productividad de los océanos. Por tanto, en el océano se produce un gradiente de abajo hacia arriba que se refleja en las mediciones isotópicas de organismos planctónicos y bentónicos, como los foraminíferos. Zachos et al. (1985) han demostrado que este gradiente no existe justo después del KTB y el océano está homogeneizado en carbono 13. Esto implica que la fotosíntesis en la zona fótica fue casi nula justo después del impacto y también que todos los organismos fotosintéticos pelágicos se vieron gravemente afectados por las extinciones masivas.

Figura nº 58: Anomalia en los isótopos estables del oxigeno y del carbono en Zumaya.

Estas condiciones de “océano muerto” persistieron más adelante en el Paleoceno, y se observa un regreso a un océano productivo normal en dos momentos diferentes. En la mayoría de las secciones del KTB está documentado el retorno a las condiciones completas previas del Cretácico superior, en un lapso de 0,5 a 2 millones de años, dependiendo probablemente de las condiciones locales. La menor productividad a más largo plazo se refleja en las tasas de acumulación de carbonato pelágico en los tramos de Caravaca y Agost donde estas tasas permanecen bajas durante aproximadamente 2 millones de años. La siguiente fisura muestra una disminución repentina de hasta 2,5 por mil en carbono 13 en el primer sedimento de la lámina roja. Un primer aumento de carbono 13 se produce entre 0,5 y 1 año después del KTB, pero durante la mayor parte de la sedimentación de la arcilla límite (-+ 5000 años) los niveles de carbono 13 (productividad) siguen siendo bajos. Un segundo aumento ocurre cerca de la parte superior de la arcilla límite y coincide con un aumento en la producción de carbonatos, sin embargo, los niveles de carbono 13 previos a la extinción aún no se han recuperado.

Figura nº 59: Anomalia en los isótopos estables del oxigeno y del carbono en Agost.

Impacto en la vida.

En los perfiles clásicos de Gubbio y Caravaca las rocas son de origen marino profundo (hemipelágicas) y por lo tanto carecen de restos de vertebrados terrestres, incluidos los dinosaurios, y son muy escasos los de invertebrados. Por eso los estudios bioestratigráficos se han basado en microrganismos concretamente los foraminíferos y especialmente los planctónicos que por su abundancia y buena conservación han permitido demostrar la coincidencia entre la extinción masiva y el nivel de impacto (KTB).

El amplio y bien expuesto limite K/Pg de la sección clásica de Agost ha sido estudiado, principalmente, desde el punto de vista micropaleontológico. La secuencia del Cretácico superior al Paleógeno inferior contiene asociaciones de foraminíferos bentónicos y planctónicos bien conservados, lo que permitió realizar estudios muy detallados y análisis bioestratigráficos, paleobatimétricos y paleoambientales.

Figura nº 60: Biozonación con foraminíferos del transito Cretacico- Terciario.

Foraminíferos planctónicos.

El límite K/Pg (KTB) marca una de las mayores masas extinciones del Fanerozoico (figura nº 46), con variaciones en las tasas de supervivencia de diferentes grupos de organismos marinos (Peryt et al., 2002). Los foraminíferos planctónicos sufrieron una extinción masiva catastrófica.

La bioestratigrafía de foraminíferos planctónicos del Cretácico Terminal y del Paleógeno inferior de Agost fue estudiada, entre otros, por Molina et al. (1996; 1998), quienes observaron que la estratigráfica es muy parecida a la del tramo de Caravaca en España y a la del tramo de El Kef en Túnez. Estos autores utilizaron el sistema clásico de biozonación para identificar seis biozonas en el intervalo K/Pg. en Agost, concretamente las biozonas Abathomphalus mayaroensis, Plummerita hantkeninoides, Guembelitria cretacea, Parvularugoglobigerina eugubina, Parasubbotina pseudobulloides y Globanomalina compressa.

Recientemente se ha establecido una nueva zonificación y subzonificación de alta resolución en base a foraminíferos planctónicos para el Daniense inferior con base en base a algunas de las secciones pelágicas más completas y continuos que incluyen a Agost (Arenillas et al., 2004).

En la sección de Agost se han definido las siguientes zonas y subzonas de foraminíferos:

-Zona Abathomphalus mayaroensis: Abarca los 3,45 metros superiores del Maastrichtiense.

-Zona Guembelitria cretacea: Abarca 14 cm. dentro del nivel de arcillas negras que contiene una fauna autóctona bien conservada. En la parte baja de esta biozona se encuentran las primeras especies de foraminíferos planctónicos del Terciario.

-Zona Parvularugoglobigerina eugubina: Tiene un espesor de 45 cm.

- Zona Parasubbotina pseudobulloides: Tiene un grosor de 3,70 metros.

- Zona Globanomalina compressa: Abarca 6,00 metros de espesor.

Figura nº 61.

La sección de Agost ha sido muy importante para resolver la controversia generada la extinción masiva de foraminíferos planctónicos en el límite K/Pg. Esta controversia se originó en 1981, cuando J. Smit afirmo que todas las especies de foraminíferos planctónicos del Cretácico, menos una, se extinguieron repentinamente en el límite K/Pg como se puede ver en la siguiente figura:

Figura nº 62

Este investigador interpretó este dramático cambio faunístico como resultado de un gran impacto de asteroide. Posteriormente, estos datos fueron cuestionados por G. Keller, quien argumentó que aproximadamente un tercio de especies de foraminíferos plantónicos pasaron el límite K/Pg, sobreviviendo hasta bien entrado el Terciario. Sin embargo, los estudios más recientes concluyeron que hubo una repentina y catastrófica extinción, también compatible con el impacto de un gran asteroide, tal como lo propusieron inicialmente Smit y Hertogen (1980) y Álvarez et al. (1980).

Figura nº 63.

Para aclarar esta controversia, Molina et al. (1996) estudiaron el límite K/Pg en la sección de Agost donde hay un amplio, continuo y bien expuesto afloramiento. Se recogieron un total de 68 muestras en intervalos de un centímetro en el intervalo del límite K/Pg y en intervalos métricos por debajo y por encima de este límite. En Agost, los foraminíferos planctónicos están bien conservados y sus asociaciones son ricas y diversas, sin evidencias de reelaboración y se constata que un total de 46 especies, aproximadamente un 70%, desaparecen coincidiendo con la capa roja oxidada que marca el límite K/Pg junto debajo de la capa negra. Los datos bioestratigráficos de Agost indican que nuevas especies oportunistas y cosmopolitas evolucionaron en el Daniense temprano. Este patrón de extinción es similar al que se ha encontrado en Túnez y otras secciones del límite K/Pg.

A nivel global alrededor del 72% de las especies de foraminíferos planctónicos se extinguieron coincidiendo con el límite K/Pg, lo que constituye el evento de extinción más importante en la historia de los foraminíferos planctónicos. La mayoría de taxones extintos son formas adaptadas a ambientes profundos.

Las pocas especies que parecen desaparecer en el Maastrichtiense superior pueden considerarse que constituye patrón de extinción de fondo, o también se puede interpretar como remanentes del efecto Signor-Lipps. Las especies que parecen desaparecer en el Daniense más bajo puede ser el resultado del efecto a largo plazo del impacto del asteroide, o pueden ser reelaborados (Kaiho y Lamolda, 1999). En el Paleógeno inferior se identificaron un total de 14 especies del Cretácico que pueden ser consideradas como posibles supervivientes o bien como especímenes reelaborados (Kaiho y Lamolda, 1999). Las especies Guembelitria cretacea, Guembelitria trifolia, probablemente Hedbergella monmouthensis, Hedbergella holmdelensis y posiblemente Heterohelix globulosa y Heterohelix navarroensis deben ser considerados como supervivientes de la extinción.

Figura nº 65: Diferencias entre foraminiferos antes (abajo) y después (arriba) del
limite Cretacico-Terciario.

En resumen, cerca del 90% de los foraminíferos planctónicos que se extinguieron súbitamente en el momento impacto meteorítico siendo difícil encontrar ejemplares en la arcilla de la capa limite. En Agost desaparecieron aproximadamente sesenta especies, la mayor parte de ellas adaptadas a medios profundos de latitudes cálidas y 16 de los 19 géneros existentes, lo que supone una tasa de extinción del 81%, y cuatro de las siete familias de foraminíferos planctónicos cretácicos, se extinguieron el 57% de las familias.

Sólo dos especies de foraminíferos planctónicos: Guembelitria cretacea y Guembelitria trifolia, sobrevivieron al evento KTB y otras cuatro especies de sobrevivieron temporalmente a la extinción gracias a su carácter oportunista: Hedbergella monmouthensis, Hedbergella holmdelensis, Heterohelix navarroensis y Heterohelix globulosa. Las especies que aparecieron en la base del Paleógeno son cosmopolitas y algunas de ellas se extinguieron antes de completarse la recuperación tras el evento KTB.

La etapa de extinción se limita al nivel rojo-amarillento y seria del orden de años, la etapa de supervivencia abarca el intervalo temporal de la arcilla oscura (Biozona de Guembelitria cretácea) que representa unos 10.000 años basándose en el contenido de Helio-3 de esta capa. La etapa de recuperación tras el evento de extinción fue más larga y duraría unos 100.000 años, produciéndose una gran diversificación en las asociaciones de foraminíferos planctónicos, aunque sin alcanzar nunca la diversidad previa al impacto.

En la siguiente figura se observa un fotomontaje con foraminíferos planctónicos del Maastrictiense superior(especímenes de 24 a 56) y del Daniense Inferior (especímenes 1 a 19). Así como microtectitas (20, 21, 22 y 23) del límite KTB en Zumaya.

Figura nº 66: Foraminiferos cretácicos abajo y foraminíferos
terciarios arriba. En medio de la imagen esferulas de la capa de caída.

Especies de foraminíferos planctónicos del Daniense inferior de Zumaia con interés bioestratigráfico: (1-3) Subbotina triloculinoides (Plummer, 1926); (4-6) Parasubbotina pseudobulloides (Plummer, 1926); (7-9) Globanomalina compressa (Plummer, 1926); (10-11) Palaeoglobigerina luterbacheri Arenillas y Arz, 2007; (12-13) Parvularugoglobigerina eugubina (Luterbacher y Premoli Silva 1964); (14-15) Woodrigina hornerstownensis Olsson, 1960; (16-17) Guembelitria cretacea Cushman, 1933; (18-19) Paleoglobigerina alticonusa (Li, McGowran y Boersma, 1995).

Algunas especies de foraminíferos planctónicos representativas del Maastrichtiense superior de Zumaia: (24-25) Pseudotextularia elegans (Rzehak, 1891); (26-27) Pseudoguembelina kempensis Esker, 1968; (28-29) Heterohelix planata (Cushman, 1938); (30-31) Pseudoguembelina hariaensis Nederbragt, 1991; (32-33) Pseudoguembelina excolata (Cushman, 1926); (34-35) Globigerinelloides yaucoensis (Pessagno, 1960); (36-37) Racemiguembelina powelli (Smith y Pessagno, 1973); (38-40) Globotruncanella havanensis (Voorwijk, 1937); (41-43) Globotruncana rosetta (Carsey, 1926); (44-46) Contusotruncana contusa (Cushman, 1926); (47-48) Heterohelix globulosa (Ehrenberg, 1840); (49-50) Planoglobulina multicamerata (de Klasz, 1953); (51-53) Abathomphalus mayaroensis (Bolli, 1951) y (54-56) Globotruncanita stuartiformis (Dalbiez, 1955).

Foraminíferos bentónicos.

Los foraminíferos bentónicos son una importante fuente de información sobre las condiciones paleoambientales del mar. Hasta ahora, los estudios sobre os foraminíferos bentónicos del Maastrichtiense superior al Daniense inferior son escasos, con la excepción de los realizados en Caravaca y Agost.

Las paleoprofundidades de la asociación de foraminíferos bentónicos del Cretácico superior y Paleógeno inferior en Agost fluctuaban entre el batial superior y el nerítico exterior (Pardo et al. 1996). La composición de las asociaciones permitió a Alegret et al. (2003) indicar que las paleoprofundidades aumentaron hasta el batial medio durante la parte media de la biozona P. hantkeninoides, y se mantuvo sin cambios durante el resto de la sección. Estos autores no informaron ningún cambio batimétrico perceptible en el límite K/Pg. Alegret et al. (2003) interpretaron un ambiente eutrófico, con un flujo de alimentos hacia el fondo del mar.

En la siguiente figura (Molina et al. 2005) se pueden ver los taxones dominantes de foraminíferos bentónicos en el transito Maastrichtiense- Daniense (KTB).

Figura nº 67: Foraminíferos bentónicos en el limite KTB en Agost.

Pardo et al (1996) no observaron ningún patrón de extinción masiva en las faunas de foraminíferos bentónicos del Cretácico Superior y Paleógeno inferior en Agost donde solo se constata la desaparición de un exiguo 5% de los mismos, y los cambios que observaron en pudieron ser debidos a cambios climáticos y variaciones en el nivel del mar. Así hay una marcada diferencia entre el contenido en foraminíferos bentónicos entre el Cretácico y el Terciario (268 especímenes en el techo del Cretácico contra 46 especímenes en la primera muestra del Paleógeno) pero esta diferencia puede ser explicada por aumento temporal de la lysoclina puede haber ocasionado la disolución de las conchas y ocasionado la abundancia relativamente alta (hasta 48%) de taxones aglutinados.

En el intervalo de arcilla negra del Daniense más bajo, coincidiendo con el límite K/Pg, se han identificado varios momentos con una mayor la abundancia relativa de taxones con especies oportunistas que toleran la ambiente inestabilidad y/o baja oxigenación, que prosperan siempre que otros taxones no pueden competir con ellos.

La fuerte variabilidad en la fauna bentónica, así como la baja diversidad y escasa abundancia de foraminíferos bentónicos durante los primeros 10-15 años del Daniense refleja no sólo un colapso del suministro de alimentos debido a que su flujo hacia el bentos disminuyó drásticamente como resultado de la extinción masiva de fitoplancton y la escasa materia orgánica era consumida en, o cerca, de la superficie del sedimento antes de que pudiera quedar enterrado en el sedimento, de modo que no quedara comida para faunas profunda, y a que también hubo un importante cambio en la composición de dicho suministro.

En Agost, al final de la biozona G. cretácea se experimentó un aumento de la riqueza de géneros y de la diversidad de las asociaciones (Alegret, 2003), así como una disminución del porcentaje de taxones oportunistas lo que indica una ligera estabilización de los ecosistemas, pero la productividad no recupero los niveles previos a la extinción, al menos hasta la biozona Ps. pseudobulloides.

RESUMEN Y CONCLUSIONES.

El lugar geológicamente mas importante de la Comunidad Valenciana es sin duda el afloramiento de la capa limite Cretácico-Terciario en Agost (Alicante). El lugar concreto donde se puede ver este limite se localiza en el perfil que aflora en el talud de la carretera de Agost a Castalla (PK 9). Este punto unido al que aflora en Caravaca (Murcia) constituyen la mejor sección del límite K-T del mundo.

Figura nº 69: Fotografía resumen del lugar de interés geológico de Agost: la capa negra que
marca la situación del limite entre el Cretacico superior (Maastrichtiense) y el Terciario
inferior (Daniense) en en talud de la carretera de Agost a Castalla (P.K. 9). en la Loma
de La Beata (Agost; Alicante).

Debido a sus características estratigráficas el afloramiento es muy poco espectacular pues la capa limite se encuentra entre dos unidades litoestratigráficas de carácter margoso muy deleznables por lo que la capa limite no llega a aflorar de una manera continua.

La capa limite es visible a mitad del talud y está formada por un nivel de arcillas grises verdosas de 5 centímetros de grosor que a muro lleva un nivel de color rojizo y 3 milímetros de grosor que se corresponde con la llamada capa de caída con material extraterrestre como el iridio y material eyectado como consecuencia del impacto y vuelto a caer a la superficie como esferulas o tectitas.

Figura nº 70: Muestra de mano del limite K/T de Agots (Alicante). Debajo la capa roja
limite a capa de caída de 2 a 3 mm. de grosor que contiene materiales procedente del
bólido extraterrestre que ocasiono una de las grandes extinciones masivas y encima la
capa negra con cenizas procedentes del hollin de los grandes incendios ocasionados
por el cataclismo producido por el impacto del bólido.

La visita al KTB de Agost lleva poco tiempo y pese a su enorme interés científico es, desde un punto de vista geológico muy poco espectacular por lo que se propone complementarla con un recorrido por la vía verde del Maigmo donde hay unas muy buenas exposiciones de las margas y evaporitas abigarradas del Triásico en facies Keuper donde se pueden ver sus principales facies y algunas estructuras geológicas muy interesantes como diapiros, fallas y pliegues.

Figura nº 71: Falla entre las margas rojas del Keuper y las margas blancas terciarias en la
via verde de Agost.

La zona que se recomienda visitar es la que aparece en la siguiente ortofoto en el Alto de Las Canteras (Agost) en el PK 3 de la carretera CV 827 la misma en la que se encuentra el KTB de Agost. En este tramo la antigua via del FFCC discurre por un terreno Triásico formado por margas abigarradas con yesos y por margas blancas terciarias (Eocenas y Miocenas) con espectaculares abarrancamientos.

Figura nº 72: Tramo de la Via Verde del Maigmo visitable en Agost

Otros zonas geológicamente muy interesantes y relativamente próximas a Agost son el Barranco del Montnegre y el embalse de Tibi de gran interés geológico y arqueológico

Figura nº : La imponente pared de piedra de la presa del embalse de Tibi, el más antiguo de Europa (+-1540 ) aun en funcionamiento, emplazado en un espectacular tajo del Rio Montnegre en una cerrada en calizas terciarias muy interesantes geológicamente.

BIBLIOGRAFIA.

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UTILIDAD DE LOS AMMONITES EN ESTUDIOS PALEOGEOGRAFICOS. CASO EN EL JURASICO DE VALENCIA.

2024-04-07T09:42:00.000-07:00

En este artículo se detallarán las observaciones estratigráficas realizadas en afloramientos de rocas carbonatadas situadas en las estribaciones meridionales de la Sierra Calderona entre las localidades de Ollocau y Bétera (Paraje de Portacoeli) en Valencia. Estos materiales cubren una superficie de más de 20 Km² y en la cartografía geológica oficial del IGME están referenciadas como Jurásico s.l. concretamente como un término comprensivo que abarcaría el Jurásico Inferior y el Superior. En este artículo se describirá la Pedrera de Portacoeli, un afloramiento de calizas fosilíferas que por su posición estratigráfica y facies puede asignarse al Dogger y más concretamente al Batoniense-Calloviense.

El interés de este sitio es la aparición de abundantes secciones de conchas de cefalópodos ammonoideos con una marcada imbricación originada por su transporte por corrientes marinas de dirección SE a NW es decir transportadas desde zonas de mar abierto profundo hacia una plataforma carbonatada más somera adyacente a los relieves ibéricos donde fueron depositadas.

ANTECEDENTES GEOLÓGICOS.

El afloramiento se localiza en el Sector Levantino de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica, más concretamente en el extremo Suroriental del Anticlinal de la Sierra Calderona.

Figura nº 1: Mapa de la Cordillera Ibérica con la situación de la Sierra Calderona.

GEOLOGIA REGIONAL.

A principios del Mesozoico, durante el Pérmico Superior-Triásico, comenzó un periodo de inestabilidad tectónica ligado a la rotura del supercontinente Pangea, inestabilidad que afectó de forma significativa al basamento varisco de la mitad oriental del Macizo Ibérico que, durante ese periodo temporal, estaba localizado en el borde NW del Mar de Tethys. En este sector del Macizo Ibérico una tectónica extensional relacionada apertura del Atlántico y del Golfo de Vizcaya dio lugar a la formación de varias cuencas sedimentación en las que se produjo la acumulación de un relleno sedimentario en el que se diferencian varios ciclos mayores que comprenden desde el Pérmico Medio o Superior, hasta el Cretácico Superior.

Figura nº 2: Mapa paleogeográfico del Jurásico Medio. El asterisco indica la situación
aproximada de Serra (Valencia)

Los ciclos mayores se describen a continuación (Y. Sanchez-Moya, 2004):

Ciclo I – Primera fase de rifting. La reactivación de algunos de los sistemas de fracturas de desgarre tardivariscas ibéricos permitieron el desarrollo del sistema de Rift Ibérico en el que, durante esta fase y en el periodo temporal triásico, comprendido entre el Guadalupiense-Noriense, se depositaron importantes espesores de sedimentos continentales y marinos, sobre todo en facies Buntsandstein, Muschelkalk y Keuper.

Ciclo I – Primera etapa de post-rifting. Durante el Jurásico Inferior y Medio (Noriense-Calloviense) una serie de fluctuaciones del mar permitieron la sedimentación de potentes unidades evaporíticas y unidades carbonatadas con tramos margosos asociadas a un sistema de plataformas carbonatadas someras que se localizaban en el límite occidental del Tethys dentro de una cuenca intraplaca extensional.

Ciclo II - Segunda fase de rifting. Durante esta fase del rifting (Oxfordiense terminal a Albiense medio) se produjo la propagación del rifting hacia el Atlántico Norte y el comienzo de la apertura oceánica en el Golfo de Vizcaya, lo que condiciono la tectónica de este episodio. Durante esta etapa se produce el desarrollo de un sistema de cuencas muy subsidentes.

Ciclo II - Segunda etapa de post-rifting. Esta etapa acaeció durante el Cretácico Superior cuando se produce el mayor ascenso eustático del Mesozoico y una generalización de la sedimentación con facies de plataformas carbonatadas.

En la siguiente figura se puede ver un esquema con estos megaciclos las etapas del rifting ibérico y la columna litoestratigráfica de la Cordillera ibérica.

Figura nº 3: Esquema del rifting ibérico.

Estos depósitos carbonatados marinos contienen un importante registro fósil, especialmente abundantes ammonoideos, la mayoría conchas que llegaron a estas plataformas por deriva desde áreas marinas más abiertas y oceánicas. Solo ocasionalmente, durante las principales transgresiones marinas se produjo la colonización de la plataforma, la inmigración de taxones oceánicos y el desarrollo de especies.

SITUACION GEOGRAFICA.

La zona que se ha describir se localiza en el Término Municipal de Serra (Valencia) en la Comarca del Campo del Turia, dentro del Parque Natural de la Sierra Calderona.

Figura nº 4: Comarca del Camp de Turia (Valencia)

A la zona que se localiza en el paraje del Pla de la Pedrera se accede por un camino que parte del Pk 5 de la carretera CV-328 tal como se puede ver en la siguiente figura:

Figura nº 5: Mapa de situación de la Pedrera de Portacoeli (Serra; Valencia).

El punto que se describirá se localiza en las siguientes coordenadas;

X= 717021

Y= 4394139

Z= 281 msnm.

CARACTERIZACIÓN GEOLÓGICA:

La Sierra de la Calderona es una alineación montañosa de dirección ibérica (NW-SE) de 30 kilómetros de largo por 20 km de ancho constituida en su mayor parte por afloramientos triásicos (Buntsandtein, Muschelkalk y Keuper) y jurásicos, principalmente en sus bordes. La Sierra se estructura como un antiforme de núcleo pérmico y flancos triásicos y jurásicos: El Anticlinorio de la Sierra Calderona.

Figura nº 6: Mapa 1/350000 con la zona de Serra (Valencia) señalada en el
recuadro amarillo. (Mapa Geológico 1/350.000 de la GVA).

El Anticlinorio de la Sierra Calderona es la gran estructura que domina toda la zona formando un relieve acusado que destaca entre dos zonas deprimidas: La Plana de Valencia-Sagunto al sur y la Depresión del Palancia al norte, ambas rellenas por depósitos terciarios y cuaternarios. Esta estructura está formada por materiales mesozoicos poco plegados e intensamente fracturados de tal manera que, más que a una estructura anticlinal, la Sierra correspondería a una zona tabular poco o nada plegada.

Figura nº 7: Corte geologico transversal de la Sierra Calderona.

Un rasgo estructural característico de este dominio es la presencia de fallas inversas de dirección N70ºE a E-O, con saltos en ocasiones importantes, que hacen aflorar los términos más bajos de la serie estratigráfica (Formación Alcotas del Pérmico y eventualmente el zócalo paleozoico, ya fuera de hoja). Estas fallas inversas van asociadas a fallas N130-140ºE, de gran longitud, que actúan como transfers y corresponden a desgarres dextrales. Otro rasgo estructural importante es la presencia de anticlinales de ejes norteados donde aflora el Buntsandstein basal, que suelen tener el flanco occidental fallado y hundido.

En el Sector Levantino de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica, al que pertenece la zona de Portacoeli, se depositó una secuencia jurásica que abarca desde el Hettangiense (Jurásico Inferior más bajo) al Kimmeridgiense-Portlandiense (Jurásico Superior) y que se detalla en el siguiente cuadro:

Figura nº 8: Esquema estratigráfico del Jurásico de la Cordillera Ibérica

De esta secuencia se describirá con detalle el Grupo Chelva del Jurásico Medio (Dogger). Esta Unidad fue inicialmente definida por Gómez y Goy (1979) y elevada a la categoría de grupo por Gómez y Fernández-López (2003).

FORMACION CARBONATADA DE CHELVA.

Figura nº 9: Columna.

Esta Formación incluía los materiales carbonatados que se localizan entre las margas de las Formaciones Turmiel del Toarciense y Sot de Chera del Oxfordiense-Kimmeridgiense. Los materiales que la constituyen son muy diversos incluyendo calizas micríticas, bioclásticas, oolíticas, dolomíticas, calizas bioconstruidas y niveles de oolitos ferruginosos. Las calizas pueden ser wackestone, packstone y mudstone de filamentos, con nódulos de sílex y bioturbaciones.

Su límite inferior viene marcado por la progresiva desaparición de los intervalos margosos que constituyen el paso gradual a la Formación Margas de Turmiel y el superior lo constituye un nivel de condensación de fauna situado a techo de la Formación Calizas con esponjas de Yátova que ya ha sido descrito en la entrada correspondiente a Enero de 2020 en este blog.

La edad de la Formación Chelva seria Dogger de Toarciense-Aaliniense inferior a Oxfordiense inferior-medio.

Posteriormente esta Formación fue elevada al rango de Grupo al pasar sus distintos miembros a formaciones, tal como se describe a continuación:

El GRUPO CHELVA.

En la Cordillera Ibérica y durante el Jurásico Inferior se depositaron un conjunto de formaciones carbonatadas que se agrupan en dos grupos de formaciones: El Grupo Renales que incluye las Formaciones Imón, Cortes de Tajuña y Cuevas Labradas, eminentemente evapo-dolomítico y El Grupo Ablanquejo que incluye las Formaciones Cerro de Pez, Barahona y Turmiel, eminentemente calco-margoso. Sobre estos dos grupos se sitúa el Grupo Chelva del Jurásico Medio y eminentemente carbonatado. Este Grupo se compone de cinco unidades litoestratigráficas (Formaciones) diferenciadas y acotadas por sendos hiatos sedimentarios, tal como se puede ver en la siguiente figura.

Figura nº 10: El Grupo Chelva (Jurásico medio de la Cordillera Ibérica).

A continuación, se describirán de muro a techo y de forma detallada, las unidades litoestratigráficas que constituyen este Grupo:

FORMACION CALIZAS NODULOSAS DE CASINOS (GÓMEZ ET AL. 2003):

Está compuesta por calizas mudstone a wackestone, en capas de 10 a 30 cm y con un aspecto noduloso que pueden llevar delgadas intercalaciones de calizas margosas o margas. Hacia su parte superior la formación puede contener una o varias superficies ferruginosas y/o fosfáticas, superficies perforadas, niveles de removilización, fósiles fosfáticos, niveles de wackestone a packstone con oolitos ferruginosos y/o fosfáticos, así como indicaciones de emersión como la karstificación. En su sección tipo la formación tiene 40 metros de espesor, pero puede variar desde 5 a 40 metros. La formación contiene abundantes cefalópodos (ammonites y belemnites).

Figura nº 11: Calizas nodulosas de Casinos (Yátova).

A techo presenta un hard-ground con abundantes valvas de pectínidos compuesto por una costra ferruginosa y sobre ella una capa de oolitos ferruginosos que constituye un buen nivel guía del Jurásico.

El contenido macrofaunístico (ostreidos, crinoideos, gasterópodos, algas y serpúlidos) es elevado habiéndose encontrado Hildoceras cf semicostata y Terebratula cf wittnichi que indican una edad Toarciense medio-superior. En lamina delgada se han reconocido Lenculina, Vidalina, Dentalina, etc… . Este conjunto fosilífero indica una edad: Toarciense superior (p. p.) a Aaleniense (p. p.).

Figura nº 12: Ammonite de la especie Hildoceras semicostata.

El medio sedimentario correspondería a una plataforma marina externa somera con una intensa producción de fangos micríticos.

FORMACION CALIZAS DE EL PEDREGAL:

Esta unidad esta compuesta por calizas mudstone y wackestone de microfilamentos con equinodermos y pellets pudiendo presentar interestratos y/o intercalaciones de margas, a veces bioclásticas, que hacia la parte superior de la unidad pueden llegar a formar una alternancia margosa.

En esta Unidad, y en toda la Cordillera ibérica, es muy frecuente la presencia de nódulos de sílex y hacia la base de la Unidad, niveles de oolitos ferruginosos y/o fosfáticos, junto a niveles dolomíticos. En el Sector Levantino de la Cordillera se encuentran montículos volcánicos intercalados en esta Unidad.

Figura nº 13: Calizas grises bien estratificadas con numerosos nódulos de silex.

Las calizas se disponen en estratos planos de 10 a 50 cm con bioturbaciones de zoophycus y thalassinoides y costras ferruginosas. La formación se dispone en secuencias de somerización con un término basal margoso y un termino superior calcáreo con bioturbaciones y bioconstrucciones de esponjas y algas. A techo de las secuencias pueden aparecer perforaciones biológicas, costras ferruginosas, glauconita, fosfatos y fósiles reelaborados.

La Fm. El Pedregal presenta un espesor de 150 metros en su corte tipo y en Sector Levantino (Casinos) y de 60 a 80 metros en Albarracín.

En algunos niveles de la Formación son frecuentes y abundantes los restos de ammonites, belemnites, bivalvos, braquiópodos equinodermos, gasterópodos, briozoos, esponjas y algas calcáreas que indican una edad comprendida entre el Aaleniense superior-Bajociense inferior (Cronozona Murchisonae) al Bajociense superior (Cronozonas Niortense y Garantiana).

Esta Formación se deposito en un medio de plataforma marina externa, somera y de salinidad normal con ocasionales periodos de emersión (margas con mudcraks). En la parte superior de la Formación se registra una etapa de profundización que facilito la comunicación del Proto atlántico y el Thetys.

FORMACIÓN CALIZAS BIOCLÁSTICAS DE MOSCARDÓN.

Esta Unidad esta constituida por calizas de grainstone a packestone bioclásticas, a veces oolíticas o intraclásticas en las que abundan los restos de crinoideos, que se disponen en estratos métricos discontinuos (de 1 a 3 m). Localmente presentan nódulos de sílex y estructuras sedimentarias como laminaciones cruzadas planares y en surco, ripples y barras. Son frecuentes las bioturbaciones (zoophycus y thalassinoides). Se presentan en secuencias de somerización con mudstone o wackestone a muro y calizas grainstone a pachestone a techo.

Figura nº 14: Calizas bioclásticas con estratificación ondulada.

La formación presenta un espesor de 3 a 25 metros en la Rama Castellana disminuyendo de grosor hacia el Sector Levantino donde solo aparecen unos pocos metros de calizas con oolitos y oncolitos calcáreos, hacia el Mediterráneo llega a desaparecer. La macrofauna fósil es abundante y compuesta de cefalópodos, gasterópodos, bivalvos, braquiópodos, equinodermos, briozoos, esponjas y algas calcáreas.

La Formación, con discontinuidades estratigráficas a muro y techo, abarca desde el Bajociense superior(Cronozona Garantiana) a Bathoniense inferior (Cronozona Zigzag) y en el Rincón de Ademuz hasta la cronozona Parkinsoni (Bajociense superior).

La Formación se deposito en una plataforma carbonatada de alta energía (oleaje), muy somera de aguas limpias y salinidad normal en una etapa de somerización de la cuenca.

FORMACIÓN CALIZAS DE DOMEÑO.

Esta Unidad esta compuesta por calizas wackestone, a veces packestone y mudstone de microfilamentos y frecuentemente pellets, presentas intercalaciones de margocalizas y margas calcáreas, bien estratificadas en capas de 10 a 30 cm a veces de aspecto noduloso o lajoso. Localmente aparecen nódulos de sílex y estructuras de bioturbación (zoophycus y thalassinoides). En algunas localidades del sector levantino pueden aparecer montículos volcánicos.

Figura nº 15: Bioturbación por zoophycus (El Toro; Castellón)

Son frecuentes las costras eruginosas y en la parte superior de esta Formación aparece la capa de oolitos ferruginosos de Arroyofrío.

La Unidad se organiza en secuencias estratocrecientes de somerización que pueden presentar un término basal con fósiles reelaborados, uno intermedio de margocalizas, margas y calizas y uno superior de calizas con estratificación irregular de aspecto noduloso que pueden terminar en una costra ferruginosa con perforaciones.

Los macrofósiles son frecuentes; cefalópodos, gasterópodos, bivalvos, braquiópodos.

La Formación presenta un espesor de 45 metros en Domeño y grosores superiores en Chelva, Alcublas, etc… y se deposito en una plataforma carbonatada externa y de salinidad normal, compartimentada por fallas, que evoluciono a una plataforma somera y uniforme con emersiones generalizadas a techo donde se desarrollo una laguna estratigráfica.

La edad abarca desde el Bathoniense inferior o medio (Cronozonas Zigzag y Progracilis) al Calloviense superior - Oxfordiense (Cronozonas Lamberti y Mariae).

LA CAPA DE OOLITOS FERRUGINOSOS DE ARROYOFRÍO.

Este nivel está formado por calizas grises a veces beiges o amarillentas, aunque es normal que predominen los tonos rojizos debido a que presentan uno o más horizontes de concentración de oolitos ferruginosos, en el perfil de Domeño aparece un único nivel de oolitos. La facies principal son las oomícritas aunque también pueden aparecer las calizas con intraclastos y biomicriticas. Son muy abundantes los fósiles de cefalópodos, principalmente los ammonites. La Capa de oolitos ferruginosos tiene muy poco espesor, solo sobrepasa los dos metros en la zona de Caudiel - Higueras (Castellón), lo normal es que no alcance el medio metro de potencia como es el caso de Domeño y Abejuela.

Figura nº 16: La capa de Oolitos ferruginosos de Arroyofrio (Domeño). En la parte superior izquieda una fotografía con 20 aumentos de una muestra de la misma capa oolítica.

La Capa de oolitos ferruginosos de Arroyofrío está ligada a una importante discontinuidad o laguna estratigráfica que abarca varios subpisos del Calloviense y del Oxfordiense. El límite del Jurásico Medio- Superior se localiza en este nivel, bien en su muro o en el interior de la Capa de oolitos donde hay fauna de la cronozona Gracilis. Aunque también puede encontrarse a techo de la Capa de oolitos ferruginosos donde aparece una superficie muy neta correspondiente a una superficie de no sedimentación, sobre la que se depositan calizas grises con tintes rojizos con abundantes oolitos ferruginosos que poco a poco que van desapareciendo hacia arriba.

En el caso de que no aparezca la capa de oolitos ferruginosos el límite Jurásico Medio-Jurásico Superior viene marcado por una discontinuidad con numerosas superficies de acumulación de fauna y costras ferruginosas, tal como se puede ver en Sot de Chera, en la que a techo de las calizas del Dogger hay una superficie de acumulación de fauna, principalmente ammonites, algunos de gran tamaño.

En Domeño la Capa de oolitos ferruginosos presenta una de sus mejores exposiciones. la Capa de oolitos ferruginosos es fácilmente reconocible por su color rojo oscuro que destaca entre los grises de las calizas infra y suprayacentes.

FORMACIÓN CALIZAS CON ESPONJAS DE YÁTOVA.

El techo del Grupo Chelva lo constituye la Formación Calizas con Esponjas de Yátova que fue descrita por S. Fernández-López y J Gómez (1978) en el perfil de Domeño (Valencia) con un espesor de 36,20 metros de calizas bien estratificadas con intercalaciones margosas y una fauna muy abundante:

Muro: Capa de oolitos ferruginosos de Arroyofrío.

-3,60 m: Calizas intrabiomicriticas masivas o en capas irregulares de 20 cms con intercalaciones margosas a techo. Contienen esponjas, belemnites, ammonites, braquiópodos y lamelibranquios.

-2,00 m: Calizas y margocalizas en capas irregulares y discontinuas de 0,20 m. Abundante bioturbación y fósiles de esponjas, serpúlidos, crinoideos, belemnites, braquiópodos, lamelibranquios y ammonites (Discosphinctes, Larcheria, Dichotomoceras y Ochetoceras).

-8,00 m: Calizas biopelmicriticas en capas irregulares de 0,20 m alternando con margas en capas de 0,10 m. Muy bioturbadas y con abundantes esponjas, serpúlidos, braquiópodos, belemnites, radiolas de equinidos, bivalvos, gasterópodos y ammonites (Dichotomoceras sp, Dichotomoceras bifurcatus, Ochetoceras y Glochiceras).

-5,10 m: Calizas microcristalinas (intrabiopelmicritas) en estratos de 0,20 m con interestratos de margas de 0,10 m. Macrofauna escasa.

-17,50 m: Calizas intrapelmicriticas en estratos de 0,20 m con intercalaciones margosas de 0,20 m. Abundantes fósiles de esponjas, serpúlidos, crinoideos, belemnites, braquiópodos, lamelibranquios, equínidos y ammonites (Epiltoceras, Euaspidoceras, Ochetoceras y Glochiceras). En la parte alta del tramo micrita fosilífera con Idoceras, Physodoceras y Glochiceras.

Sobre este nivel de concentración de ammonites se localizan 15 metros de margas grises con belemnites, aptychus, hexacoralarios ahermatípicos, bivalvos y gasterópodos que corresponden a la Formación Margas de Sot de Chera.

Figura nº 17: Contacto entre las formaciones Calizas con esponjas de Yátova
y Margas de Sot de Chera. Localidad: Sot de Chera (Valencia)

Meléndez realiza un estudio de este afloramiento a la altura de la Ermita de San Roque (Sot de Chera) describiendo un perfil de la Formación Sot de Chera formado por un conjunto de 10 metros de espesor de margas grises dividido en un conjunto inferior más margoso de 4 metros y un conjunto superior con intercalaciones de margocalizas grises. Este autor cita en esta unidad una fauna de ammonites piritizados que incluyen opélidos de los géneros Glochiceras (subgéneros Coryceras y Lingulaticeras), Taramelliceras (Metahaploceras) y algunos ataxiocerátidos (Subnebrodites aff proteron Nitz y Orthosphinctes) y aspidocerátidos como Physodoceras circumspinosum Quenstedt. Esta fauna junto a la encontrada en otros lugares de la Cordillera Ibérica (Subnebrolites, Orthosphinctes y Sutneria galar (Oppel 1863) permiten asignar esta unidad a la biozona Planula (biohorizontes Proteron, Planula y Galar). La Formación inmediatamente superior (F. Loriguilla) es muy poco fosilífera y se han mencionado ammonites ataxiocerinidos (Aspidoceras y Taramelliceras) atribuidos al Kimmeridgiense inferior.

En la columna descrita en este blog (entrada correspondiente Abril de 2018) esta formación presenta un grosor visible de 14,65 metros y está formada por caliza micrítica gris fosilífera de aspecto noduloso en estratos de 30 y 60 cm contiene nódulos de Fe y láminas margosas y presenta evidencias de disolución y caliza micrítica gris (mudstone-wackstone) en estratos de 50 cm con intercalaciones margosas con abundantes fósiles de equinodermos, lamelibranquios, espículas y ostrácodos), plaquitas de esparita y peloides. Se han reconocido la siguiente microfauna: Saccocoma y Globochaete alpina, Protoglobigerina oxfordiana, Lenticulina sp, Frombicularia sp, Ammodiscus sp, textularidos y ophtalmíidos.

COLUMNAS ESTRATIGRÁFICAS DETALLADAS DEL JURÁSICO VALENCIANO:

En la bibliografía existente sobre el Jurásico valenciano se estudian algunas columnas que se describen a continuación. A ambos flancos del Anticlinal de Chelva se desarrolla una potente secuencia jurásica que abarca desde el Lías al Kimmeridgiense y que en Chelva ha sido descrita detalladamente por J.J. Gómez (1979).

-20 m. Dolomías y calizas con frecuencia dolomítizadas de color marrón, bien estratificadas en capas de grosor variable. Tramo asimilable a la Formación Dolomías Tableadas de Imón del Rhetiense.

-70 m. Dolomías carniolares grises y oquerosas, masivas o en bancos muy gruesos con estratificación difusa. A techo aparecen biopelmicritas de filamentos de algas. Tramo asimilable a la Formación Carniolas de Cortes de Tajuña del Hettangiense.

-26 m. Calizas oquerosas, bien estratificadas en bancos gruesos de 0.5 a 1,5 m. de grosor, lo que las distingue del tramo anterior. Litológicamente corresponden a biopelmicritas de filamentos de algas y a pelesparitas con bioclastos de bivalvos, algas, equinodermos y lituolidos (Labyrintina recoarensis (CATI), Haurenia deserta (Henson), H. amiji (Henson) y Orbitopsella. A techo aparece un nivel decimétrico de dolomías con laminación ondulada por estromatolitos.

-17 m. Calizas (micritas y pelesparitas) bien estratificadas en capas de 0.5 a 1 m de grosor.

-15 m. Calizas mal estratificadas en bancos gruesos discontinuos.

-3,00 m. Dolomías (doloesparitas calcáreas con fósiles) y calizas (Micritas dolomíticas fosilíferas) oquerosas masivas o mal estratificadas. Contienen bivalvos, gasterópodos y equinodermos. A techo aparecen doloesparitas.

-17,00 m. Dolomías algo arcillosas en estratos finos a veces con laminaciones estromatolíticas en la parte inferior y dolomícritas con laminaciones paralelas que pasan a doloesparitas a techo.

-27,00 m. Dolomías (doloesparitas con pellets) estratificadas en bancos gruesos.

-9,00 m. Dolomías en bancos métricos a veces oquerosas.

-27,00 m. Calizas en bancos métricos con niveles de oolitos ferruginosos dispersos.

Estos tramos que comprenden un grosor de 173 metros corresponderían a la Formación Calizas y Dolomías tableadas de Cuevas Labradas del Sinemuriense.

-12,00 m. Calizas bioclásticas bien estratificadas con nódulos de sílex. Hacia el techo aparecen bioesparitas con restos de bivalvos y equinodermos.

-10,00 m. Calizas lumaquélicas y nodulosas en estratos con planos discontinuos. A techo presentan nódulos de sílex dispersos.

-10,00 m. Biocalcarenitas de equinodermos con estratificación irregular que a techo lleva una costra ferruginosa poco desarrollada.

Estos tramos corresponden a la Formación Calizas Bioclásticas de Barahona del Pliensbachiense superior.

-19,50 m. Alternancia de margas grises y amarillentas margocalizas y calizas nodulosas lumaquelicas. Contienen braquiópodos: Terebratula jauberti (Desl) T. witthichi (Chofe), Lobothyris subpunctata (Dav), Zeilleria stephani (Dav), Homeorhynchia batalleri (Bub), H. meridionalis (Desl), Stolmorhyinchia bouchardi (Dav). Corresponde a la Formación Alternancia de Calizas y margas de Turmiel del Toarciense.

Figura nº 18: el braquiópodo Lobothyris subpunctata

A partir de este nivel comienza la Formación Carbonatada de Chelva del Dogger (Aaleniense-Bajociense-Bathoniense-Calloviense-Oxfordiense) que presenta un espesor total de 141,65 metros, divididos en los siguientes tramos:

-15,00 m. Calizas biomicriticas bien estratificadas con planos de estratificación ondulados. Contienen espículas de esponjas gasterópodos, equinodermos y foraminíferos. A techo aparecen calizas ferruginosas.

-0,55 m. Caliza con oolitos ferruginosos y fosfatados con abundantes valvas de grandes pectínidos.

-0,60 m. Calizas con oolitos ferruginosos finamente estratificada, se ha encontrado un ejemplar de Leioceras subcostasum Buck.

-14.80 m. Calizas bien estratificadas con frecuentes cancellophycus en la superficie de los estratos.

-24.00 m. Calizas grises con nódulos de sílex.

-6.30 m. Calizas arcillosas, bien estratificadas, con nódulos de ferruginosos.

-1.20 m. Calizas grises con nódulos de sílex.

-3.70 m. Calizas rojas y grises de aspecto noduloso y lajoso.

-10,0 m. Ritmita de calizas gris oscura y calizas margosas con cancellophycus, belemnites y pectinidos y en la parte superior un nivel con Oppelia subradiata (Sow.).

Figura nº 19: el ammonite Oppelia subradiata (Bajociense).

-2.50 m. Ritmita de calizas con nódulos de sílex y calizas de aspecto noduloso con cancellophycus, Se han encontrado: Oppelia subradiata (Sow.), Normannites y Rynchonella cuadriplicata (Zieten).

Figura nº 20: Ammonites del género Normannites del Bajociense tardio.

-63,0 m. Ritmitas de biopelmicritas con filamentos y calizas nodulosas arcillosas con abundantes fósiles de ammonites, braquiópodos, esponjas, etc… Formación Calizas con Esponjas de Yátova.

A techo aparecen las margas grises lajosas de la Formación Margas de Sot de Chera y toda la serie del Jurásico Superior (Grupo Turia).

En la siguiente figura se puede ver las columnas litoestratigráficas de las series Jurásicas de Chelva y de Domeño:

Figura nº 21: Columnas del Jurásico de Domeño y Chelva.

COLUMNA LITOESTRATIGRAFICA DEL JURASICO DE NAQUERA.

En el Mapa Geológico del IGME (Hoja 696 BURJASOT) se describe la siguiente serie litoestratigráfica levantada en Náquera:

Muro: Arcillas y margas abigarradas del Keuper.

Figura nº 22: Afloramiento de arcillas rojas en facies Keuper (Bco de Portacoeli; Serra)

Formación Carniolas de Cortes de Tajuña. Está constituida por 30 metros de calizas masivas de aspecto carniolar con intercalaciones dolomíticas. Edad Lías inferior.

Formación Calizas bioclásticas de Barahona. Constituida por 40 metros de calizas azoicas en estratos gruesos, pasando a calizas bioclásticas con fósiles mal conservados. Edad: Pliensbachiense superior.

Formación Alternancia de Calizas y margas de Turmiel. Constituida por 10 metros de margas gris amarillentas con intercalaciones de calizas arcillosas. Sin fósiles. Edad: Toarciense.

Formación Calizas nodulosas de Casinos. Constituida por 15 metros de calizas arcillosas en capas finas. Edad: Toarciense-Aaleniense.

Formación Pedregal. Constituidas por 10 metros de calizas bioespáriticas con nódulos de sílex interestratificados. Edad; Bajociense.

Formación Moscardón. Constituida por 19 metros de calizas micríticas, tableadas, con intercalaciones delgadas (0,40 m) de calizas arcillosas. A techo restos de ammonites rodados (Procerites sp y Homoeoplanulites sp.). Edad. Bajociense-Bathoniense superior.

Figura nº 23: Ammonites del genero Procerites (Familia Perisphinctidae)

Formación Domeño. Constituida por 3,25 metros de calizas grises a grises rojizas biomicríticas arcillosas con microfilamentos en estratos de medio metro de grosor. Niveles con acumulaciones de belemnites y un nivel delgado con una acumulación de ammonites Macrocephalites sp., Macrocephalites cf macrocephalus, Macrocephalites canizzaroi, Homoeoplanulites cf furculus. A techo abundantes secciones de Macrocephalites sp. Edad; Calloviense inferior y medio.

Figura nº 24: Ammonite Macrocephalites macrocephalus.

Formación Capa de Arroyofrío. Constituida por un nivel de 0,20 metros de grosor de calizas rojizas con oolitos ferruginosos y abundantes ammonites: Macrocephalites sp., Dolikephalites gracilis, Grossouvia aff chanasiense, Elatmites sp., Elatmites curvirostra, Oppelia (Paralcidia) cf marionae, Hecticoceras sp., Reineckeia sp., Macrocephalites canizzaroi., Macrocephalites compresus., Indocephalites aff chrysoolithicus., Phylloceras hommairel., Hecticoceras cf hecticum y Reineckeia revili. Edad; Calloviense.

Formación Calizas con esponjas de Yátova. Constituida por 18,50 metros de calizas arcillosas grises, bioclásticas y glauconíticas de aspecto noduloso en estratos de grosor medio a fino con intercalaciones arcillosas más frecuentes hacia arriba. En la base aparecen Perisphinctes (Dichotomosphinstes) aff antecedens, por encima Ochetoceras sp., Perisphinctes (Dichotomoceras) sp. Edad: Oxfordiense.

Figura nº 25: Ammonite Ochotoceras canaliculatum (Familia Oppelidae)

Formación Margas de Sot de Chera. Constituida por 7 metros de margas gris amarillentas con pequeños nódulos de Fe con algún belemnite. Edad: Oxfordiense.

Formación Ritmita Calcárea de Loriguilla. Constituida por 20 metros de una alternancia rítmica de micritas y calizas arcillosas lajosas en estratos delgados (0,20 a 0.05 m). Edad: Kimmeridgiense inferior.

Por encima aparece un conjunto que puede ser atribuido a la Formación Calizas con Oncolitos de Higueruelas:

-34 m. Calizas bioclásticas masivas de color gris rojizo con fósiles de corales, equinodermos, etc…)

-12 m. Calizas grises masivas con niveles oolíticos con macrofauna de pelecípodos, equinodermos, briozoos, etc… y una microfauna de Clypeina cf jurásica, Labyrinthina mirabilis, Nautiloculina oolithica. Edad Kimmeridgiense medio.

Figura nº 26: el foraminifero Nautiloculina oolithica.

-28 m. Calizas arenosas gris amarillentas, bioclásticas en capas de 0,10 a 0,20 m y margas ocres con macrofauna de corales, moluscos y equinodermos junto a una microfauna de Alveosepta jaccardi, Labyrinthina mirabilis, Nautiloculina oolithica y Thaumatoporeila cf pardoversiculifera.

CARTOGRAFIA RECIENTE

La Generalidad Valenciana en su cartografía geológica a escala 1/25.000, coincide con algunas de las precisiones aquí expuestas y sitúa estos materiales en el Grupo Chelva (Toarciense-Oxfordiense) formando parte de una secuencia estratigráfica jurásica que comienza en el Lías (Formaciones Imon y Cortes de Tajuña), continua en el Pliensbachiense (Formaciones Curvas Labradas y Barahona). Justo debajo del Grupo Chelva en esta cartografía se localiza la Formación Margas de Turmiel del Toarciense. El contacto del Jurásico con el Trías discurre por el Barranco de Potrillas y, aunque esta tapado, debe de ser mecánico pues las dolomías tableadas de la Formación Imon se encuentran verticalizadas.

Figura nº 27: Mapa Geológico (1/25.000) de la Generalitat Valenciana.

El IGME también ha publicado recientemente, una actualización de su serie MAGNA que comenzó con la Hoja de Sagunto. No la tomo en consideración, ni la muestro en esta entrada, por la mala calidad gráfica de su mapa geológico, que al contrario de los mapas de Serie 2, impide apreciar la cartografía topográfica.

DESCRIPCION DE LA ZONA DE PORTACOELI.

El Jurásico de la zona de Portacoeli (Náquera), que se localiza en la parte meridional de la Sierra Calderona en su límite con la Plana de Valencia Norte, aflora en un área de 6 kilómetros de largo por 4 de ancho entre las localidades de Ollocau y Bétera (Valencia). Se trata de una zona de montaña media con cotas de máximas de 400 msnm (Paraje de El Campillo) con orientaciones N-S y NW-SE. Muy escasamente poblada con un solo asentamiento importante: La Cartuja de Portacoeli (Serra).

Figura nº 28: La Cartuja de Portacoeli (Serra)

La zona es drenada por los Barrancos de Pedralvilla, Portacoeli y Náquera, afluentes del Barranco del Carraixet. La zona presenta por una densa cubierta vegetal típica de la zona y constituida, principalmente, por pinos y matorral mediterráneo.

Figura nº 29: La Cantera rodeada de una densa vegetación.

Geológicamente la zona está constituida por rocas carbonatadas (calizas, dolomías y margas) jurásicas (consideradas del Lías-Kimmeridgiense en la cartografía del IGME) que en su parte septentrional están en contacto por falla con dolomías y carniolas liásicas, al NW por afloramientos del Keuper y al Sur por depósitos postectónicos formados por abanicos aluviales terciarios, pliocenos y cuaternarios. En el valle de la Cartuja de Portacoeli aflora el Keuper.

Figura nº 30: Mapa geológico 1/50.000 (IGME) de la zona de Portacoeli (Serra)

En la zona del Mirador de La Pedrera (Portacoeli) se encuentran, muy próximas, dos explotaciones (canteras), de las se extrajeron calizas para áridos o material para la Cartuja. Una de ellas es más antigua y está bastante cubierta por la vegetación, siendo la más moderna, que se encuentra en el Camino del Mirador, la que presenta su frente de explotación más limpio de vegetación y con un buen afloramiento de calizas.

Esta cantera se localiza a unos 1.500 metros al Sur de la Cartuja de Portacoeli, en el paraje de El Pla de la Pedrera (Termino Municipal de Serra), en el punto de coordenadas U.T.M.:

X= 771030

Y=4394168

Z= 283 msnm.

Figura nº 31: Mapa topográfico con la situación de ambas canteras.

Como ya se ha mencionado la densa cubierta vegetal complica la observación de la geología de la zona. La disposición geológica solo es observable con claridad en la Pedrera de Portacoeli una cantera de forma ovalada con una superficie de 4300 m², una longitud de 90 metros y una anchura de 70 metros con una profundidad de una docena de metros.

Figura nº 32: La Pedrera de la Cartuja (Portacoeli; Serra)

A 150 metros al NE de esta cantera se encuentra otra explotación, más antigua, y con mayor cubierta vegetal por lo que las condiciones de observación son peores, tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía.

Figura nº 33: Antigua cantera muy tomada por la vegetación.

TECTONICA LOCAL.

Al igual que en el resto de la Sierra Calderona, en esta zona la deformación por plegamiento es poco importante y solo en el Paraje de La Torre (Náquera) se localiza un tren de pliegues de directriz ibérica. Las estructuras tectónicas dominantes son las fracturas siendo las más importantes de directriz ibérica afectadas por otras transversales. Se observan algunos cabalgamientos prácticamente horizontales y de disposición escalonada.

El contacto del Jurásico con el Triásico es de tipo mecánico y se sitúa en el Barranco de la Balónia donde el Keuper ha ejercido un empuje que ocasiona la practica verticalización de las dolomías tableadas de la Formación Imón.

Figura nº 34: Estratos de dolomias de la Formacion Imón verticalizados (Bco de Portacoeli; Serra)

La cantera de la Pedrera de Portacoeli explotaba nivel de calizas grises bien estratificadas que se presentan con buzamientos tendidos y una disposición tectónica con pliegues muy suaves. Según la cartografía geológica la estructura general correspondería a un sinclinal muy laxo tal como se puede ver en la siguiente figura:

Figura nº 35: pliegue suave en el frente de la Cantera

ESTRATIGRAFIA LOCAL.

En el Paraje de Balória, en el camino que, desde el Mirador de la Pedrera, conduce a la Cartuja de Portacoeli, se puede ver el Jurásico Inferior que está constituido por dolomías marrones tableadas de la Formación Imón encima de las cuales se localizan carniolas de la Formación Cortes de Tajuña y dolomias brechoides de la Formación Cuevas Labradas.

Figura nº 36: Dolomias carniolares de la Fm. Cortes de Tajuña (Portacoeli)

Este conjunto dolomítico, correspondiente al Grupo Renales, presenta un espesor mínimo de 40 metros, algo superior si se tiene en cuenta el buzamiento de la serie, como se puede apreciar en la siguiente fotografía.

Figura nº 37: Afloramiento de dolomias en el Barranco de Portacoeli.

Sobre este conjunto dolomítico aflora un tramo margoso de color blancuzco, que podría asimilase a la Formación Margas de Turmiel. Por encima aparecen las calizas grises del Dogger (Formación Carbonatada de Chelva) que son explotadas en las dos canteras. La mala calidad de los afloramientos no permite distinguir los contactos entre las unidades litoestratigráficas.

En la Pedrera de Portacoeli la disposición estratigráfica es de estratos de 0,50 a 0,20 m de grosor de calizas grises oscuras y calizas claras fosilíferas con superficies de estratificación irregulares bien marcadas, algunas con calizas margosas negras y niveles ferruginosos con acumulaciones de fósiles.

Figura nº 38: Calizas gruesas en el frente de la Cantera de Portacoeli (Serra).

En el frente de la cantera aparecen calizas de color gris oscuro, casi negras, en estratos muy gruesos (0,50 a 1,00 m,) caracterizadas por presentar superficies de estratificación irregulares, muy onduladas, con costras ferruginosas y acumulaciones lumaquélicas de cefalópodos (ammonites y belemnites).

Figura nº 39: Superficie de estratificación con costra ferruginosa.

En muestra fresca, estas calizas son de color gris oscuro, de grano muy fino y cristalinas, con fractura concoidea, sin bioclastos, ni microfauna visible tal como se puede ver en la muestra de la siguiente fotografía.

Figura nº 40: Muestra de mano de las calizas negras de la Pedrera.

En la parte más baja del frente de la cantera aparece un nivel de calizas margosas negras con rostros de belemnites de color negro sin llegar a verse su relación con las calizas:

Figura nº 41: Margas negras con belemnites.

Por encima de las calizas oscuras aparecen calizas bien estratificadas, en capas de 0,20 m de grosor, con superficies de estratificación marcadas por acumulaciones de ammonites. Estas calizas son micríticas, de color gris muy claro, fractura concoidea y con gran cantidad de fósiles, principalmente belemnites fosilizados en calcita de color oscuro, junto a ammonites y bivalvos.

Figura nº 42: Calizas de color gris claro en estratos irregulares de grosor decimétrico con numerosas seccionesde belemnites.

En la siguiente figura se puede ver una muestra de esta caliza vista con 20 aumentos, donde se aprecia un belemnite en sección transversal:

Figura nº 43: Caliza de color gris con una sección transversal de un rostro de
belemnite en calcita negra.

En la adyacente cantera más antigua y aparentemente por encima de estos niveles calcáreos aparecen unos niveles de calizas rosáceas con interestratos margosos que por su posición estratigráfica podrían corresponder con los niveles de calizas rojizas descritos en algunos perfiles del Dogger o a la Formación Calizas con Esponjas de Yátova. La ausencia de fauna no me ha permitido determinar a que unidad litoestratigráfica corresponden estas calizas rojizas.

Figura nº 44: Calizas grises y rojizas en bancos submetricos, con intrerestratos muy
delgados de margas.

SUPERFICIES FERRUGINOSAS LUMAQUELICAS (“HARD GROUND”).

En la Pedrera del Mirador de Portacoeli son muy características las superficies de estratificación de color anaranjado o amarillento, bioturbadas, con abundantes ammonites y belemnites que corresponderían a hard ground ferruginosos:

Figura nº 45: Hard ground ferruginoso de de cefalópodos (ammonites y belemnites)

En algunas de las superficies ferruginosas o hard ground se pueden observar grandes ammonites de aspecto globoso o con conchas más evolutas:

Figura nº 46: Acumulación de conchas de ammonites globosos.

También son muy frecuentes los hard ground con acumulaciones de belemnites como el que se puede ver en la siguiente fotografía;

Figura nº 47: Hard ground ferruginoso con una gran concentración de belemnites.

Algunas de las superficies ferruginosas, con acumulación de belemnites, presentan una intensa bioturbación:

Figura nº 48: Hard ground ferruginoso con belemnites, algún ammonite y una
intensa bioturbación.

NIVEL DE ACUMULACION DE CONCHAS DE AMMONITES.

En el techo de un estrato de calizas grises claras fosilíferas se encuentra un nivel de acumulación de fósiles, principalmente ammonites, junto a belemnites y otros fósiles como bivalvos y gasterópodos.

Figura nº 49: Concentración de fósiles a techo de un grueso estrato de calizas grises.
Pedrera de Portacoeli (Serra).

En la siguiente fotografía se puede observar un detalle de la fotografía anterior con un detalle de la superficie de estratificación muy bien marcada:

Figura nº 50: Acumulación de fósiles, principalmente ammonites, a techo de un
estrato de calizas grises. Pedrera de Portacoeli (Serra).

Los ammonites aparecen como secciones tal como se puede ver en la siguiente fotografía. Estas secciones los enrollamientos son diferentes según el género y la especie:

Figura nº 51: Secciones de ammonites diferentes y de un belemnite en calcita
concentrica.

En algunas de las secciones se pueden ver además otras características de las conchas de los ammonites como tabiques y costillas:

Figura nº 52: Otras secciones de ammonites del mismo nivel de concentración de fauna.

En muchos de los ejemplares de ammonites se pueden observar como las cámaras están huecas y tapizadas de cristales de calcita, en algunos casos, como en el ejemplar de la siguiente fotografía, solo esta hueca la cámara de habitación.

Figura nº 53: Detalle de una sección de ammonite mostrando hueca y tapizada de cristales
la cámara de habitación.

En algunos casos todas las cámaras están huecas y rellenas de cristales de calcita, apareciendo como pequeñas geodas, tal como se puede ver en la siguiente imagen:

Figura nº 54: Sección de ammonite con todas sus cámaras huecas y tapizadas de
cristales de calcita.

DESCRIPCIÓN DE LA MACROFAUNA FOSIL.

AMMONITES.

La macrofauna más abundante corresponde a los cefalópodos, concretamente conchas de ammonites y rostros de belemnites, junto a ellos aperelen algunos pocos bivalvos y gasterópodos.

Los ammonites son muy abundantes, aunque no he podido encontrar ninguno lo suficientemente completo como para poder clasificarlo. Aparecen ammonites con conchas esferoconas (involutas y globosas) con una ornamentación a base de finas costillas que podrían corresponder a Macrocephalites un género muy abundante en el Jurásico Medio de la Cordillera Ibérica.

Figura nº 55: Ammonite globoso sobre una superficie de estratificacion ferruginosa.
Se observa una ornamentación a base de costillas.

También se encuentran ammonites con conchas serpenticonas (evolutas) con una densa ornamentación a base de numerosas y bien marcadas costillas, similares a las formas del género Perisphinctes, también muy abundante en el Jurásico de la Ibérica.

Figura nº 56: Ammonites con una marcada ornamentación a base de costillas. Se
localizan en una superficie de estratificación ferruginosa con belemnites.

También son abundantes los ammonites con gruesas costillas como el que se puede ver en la siguiente figura, localizado dentro de un estrato de caliza gris:

Figura nº 57: Ammonite de gruesas costillas dentro de un estrato de calizas grises.

MARCADORES DE PALEOCORRIENTES: CONCHAS DE AMMONITES IMBRICADAS:

En las concentraciones de ammonites, a techo y muro de los estratos de calizas, se puede observar como la mayoría de las conchas de ammnonites se presentan imbricadas respecto al plano de la estratificación indicando que las conchas fueron transportadas lo que es acorde con las observaciones de algunos investigadores que indican el transporte de las conchas de ammonites desde los medios pelágicos en que vivían a ambientes de sedimentación más someros donde eran depositados y fosilizaban. Al igual que sucede con los cantos, la imbricación de las conchas de ammonites sería un indicador de la dirección de la paleocorriente que las transporto en este caso y a falta de un estudio más concienzudo, parecen indicar una corriente en sentido del SE al NW. La presencia de algunos ammonites orientados en sentido puesto podría ser indicativo de la existencia de mareas.

Figura nº 58: Contras de ammonites imbricadas marcando la dirección de la paleocorriente
que en este caso iría hacia la izquierda. Esta dirección nos indicaría que la corriente iría de
SE a NW es de ir de zonas profundas del Océano Tethys donde vivían estos cefalópodos hacia zonas de plataforma marina somera en el borde oriental del Macizo Ibérico donde se depositaron y fosilizaron (Pedrera de Portacoeli; Serra).

BELEMNITES.

Los rostros de belemnites aparecen concentrados en lumaquelas en planos de estratificación ferruginosos y bioturbados pero también son muy abundantes dentro de los estratos calcáreos donde, generalmente, aparecen como secciones circulares de calcita fibrosa concéntrica.

Figura nº 59: Caliza con pátina ferruginosa y una gran concentración de rostros de
Belemnites (Pedrera de Portacoeli; Serra)-

Los belemnites están conservados en calcita fibrosa de color marrón oscuro o negra, tal como se puede observar en el ejemplar de la siguiente fotografía:

Figura nº 60: Rostro de belemnites completo se puede observar la estructura fibrosa de
la calcita en que fosiliza.

En el nivel de margas negras situado a muro de las calizas fosilíferas que se explotaron en la Pedrera de Portacoeli también aparecen belemnites.

Figura nº 61: Rostro de belemnite conservado en margas calcáreas grises oscuras.

Dentro de los muy abundantes belemnites se han podido distinguir dos géneros: Hibolites (Bathoniense al Barremiense) y Belemnopsis (Jurásico Medio a Superior) ambos frecuentes y cosmopolitas.

De Hibolites destaca su forma ligeramente ensanchada en la parte terminal del rostro y mas estrecha y con una típica muesca correspondiente al fragmocono en su parte trasera.

Figura nº 62: Rostro de beleminites del genero Hibolites (Pedrera de Portacoeli; Serra).

El género Belemnopsis destaca por su rostro estrecho y alargado con una marcada muesca que lo recorre en toda su longitud:

Figura nº 63: Rostros de belemnites en un hard ground ferruginoso con ammonites.

En principio los rostros de los belemnites no parecen tener ningún orientación preferencial pero serie necesario realizar un estudio estadístico de las orientaciones de los mismos para comprobar si, al igual que los ammonites, también presentan algún tipo de orientación debida a las paleocorrientes como se ha visto en el Jurásico de Asturias.

CONCLUSIONES.

Sin duda las calizas que han sido explotadas en la cantera de La Pedrera de Portacoeli (Serra; Valencia) por su aspecto (calizas grises bien estratificadas) y contenido fosilífero (principalmente ammonites y belemnites) corresponden al Dogger, es decir al Grupo Chelva. Comparando estas facies con otras reconocidas en distintos sitios del Jurásico del Sector Levantino y sobre todo considerando la presencia superficies ferruginosas y de acumulaciones de ammonites a techo de algunos estratos calcáreos, muy similares a algunas que aparecen en Domeño, se puede considerar que estas calizas corresponderían a la Formación Calizas de Domeño del Bathoniense inferior o medio al Calloviense superior - Oxfordiense. La ausencia de nódulos de sílex parece indicar que estas calizas no pertenecerían a la Formación El Pedregal. De la misma manera la ausencia de calizas bioclásticas y/o oolíticas serian un indicativo de que tampoco pertenecerían a la Formación El Moscardón.

En los alrededores de la cantera el terreno está constituido por alternancia de calizas grises muy poco fosiliferas en estratos delgados y margas claras en bancos gruesos muy alteradas. Estos niveles presentan una considerable deformación por plegamiento. Por su mala exposición ya que generalmente, están tapadas, es muy difícil adscribirlas a alguna de las formaciones jurásicas presentes en la zona.

En la cantera se encuentra una abundante fauna fósil constituida en su mayor parte por cefalópodos: ammonites y belemnites, generalmente acumuladas en superficies de estratificación con costras ferruginosas. En el frente la cantera se pueden observar cortes frescos de las calizas fosilíferas que muestran secciones transversales de conchas de ammonites transportadas y acumuladas en la parte alta de los estratos, las conchas aparecen mostrando una imbricación indicativa de su acumulación por corrientes marinas de dirección aproximada SE-NW, con sentido al NW, es decir desde las zonas de mar abierto profundo (Tethys) donde vivían estos cefalópodos, hacia zonas de plataforma carbonatada somera, a la orilla del Macizo Ibérico, donde fueron depositadas.

CONCLUSIONS.

Without a doubt, the limestones that have been exploited in the La Pedrera de Portacoeli quarry (Serra; Valencia) due to their appearance (well-stratified gray limestones) and fossiliferous content (mainly ammonites and belemnites) correspond to the Dogger, that is, to the Chelva Group. Comparing these facies with others recognized in different Jurassic sites of the Levantine Sector and especially considering the presence of ferruginous surfaces and accumulations of ammonites on the roof of some calcareous strata, very similar to some that appear in Domeño, it can be considered that these limestones would correspond to the Domeño Limestone Formation from the lower or middle Bathonian to the upper Callovian - Oxfordian. The absence of flint nodules seems to indicate that these limestones would not belong to the El Pedregal Formation. In the same way, the absence of bioclastic and/or oolitic limestones would be an indication that they would not belong to the El Moscardón Formation either.

In the surroundings of the quarry the terrain is made up of alternating gray limestone in thin strata and highly altered marl in thick banks. These levels present considerable deformation due to folding. Due to their poor exposure and the fact that they are generally covered, it is very difficult to assign them to any of the Jurassic formations present in the area.

In the quarry there is an abundant fossil fauna made up mostly of cephalopods: ammonites and belemnites, generally accumulated on stratification surfaces with ferruginous crusts. At the front of the quarry you can see fresh cuts of the fossil limestones that show cross sections of ammonite shells transported and accumulated in the upper part of the strata. The shells aperar showing an imbrication indicative of their accumulation by marine currents in an approximate SE direction. -NW, heading NW, that is, from the deep open sea areas where these cephalopods lived, towards shallow carbonate platform areas where they were deposited.

BIBLIOGRAFIA:

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LA PIEDRA NEGRA DE ALCUBLAS. J.M. Montes Villa. Mi Geoblog Abril 2018. Abril 2019.

La Sierra Helada (Alicante) y su minería del ocre.

2024-02-07T05:02:00.000-08:00

GEOLOGIA DE LA SIERRA GELADA.

SITUACIÓN GEOGRAFICA.

La Sierra Helada o Gelada es una sierra situada en la costa mediterránea, entre Benidorm, Altea y Alfas del Pí (Alicante), caracterizada por presenta cotas superiores a los 400 msnm (434 msnm en su parte más alta, el Alto del Gobernador donde se sitúan las antenas) a muy corta distancia del mar.

En la siguiente figura se puede ver el mapa de relieve de la Sierra:

Figura nº 1: Mapa topográfico y del relieve de la Sierra Gelada.

La Sierra esta orientada paralela a la costa (NE-SW) tiene una longitud de 6.250 metros y una anchura de 1.500 metros con una superficie total de 5.654 Ha de las que 745 Ha corresponden a la parte terrestre y el resto a la parte marina la cual se extiende desde la Isla de Benidorm al Morro de Toix en Calpe. La Sierra presenta un perfil asimétrico con un acantilado vertical de más de 400 metros de altura en el flanco suroriental y con una pendiente menos abrupta en su flanco noroccidental, pendiente que va bajando suavemente hasta alcanzar cotas de 50 msnm en la depresión entre Benidorm y Alfas del Pí.

En el extremo nororiental de la Sierra Gelada en la Punta de la Bombarda (Cabo de L´Estufador) es donde se localiza la Mina de Ocre de L´Albir.

Figura nº 2: Panorámica aérea de la Sierra Gelada (Alicante)

ANTECEDENTES GEOLÓGICOS.

La Sierra Gelada se localiza en la parte más meridional de los dominios externos de la Cordillera Bética que es parte del Orógeno alpino perimediterráneo; más concretamente, es el último escalón emergido de lo que se denomina, tradicionalmente, Prebético Interno (Prebético de Alicante de otros autores) o, lo que, más recientemente, se ha llamado Prebético de Aspe-Jijona-Alicante. En la siguiente figura se puede ver una composición con el mapa de relieve de la Cordillera Ibérica y su esquema geológico (Universidad de Alicante).

Figura nº 3: Composición del relieve de la Cordillera Bética y su esquema geológico.

El Prebético está constituido por rocas sedimentarias plegadas y despegadas de su basamento cuyo depósito tuvo lugar en el borde suroriental del antiguo continente de Iberia y que se depositaron en el lapso que abarca desde el Triásico al Mioceno. En este sector septentrional de la Cuenca Bética la sedimentación fue análoga a la de la Cuenca Ibérica, estando establecido su límite por un cambio de las principales direcciones estructurales, que pasan de ser NW-SE en la Ibérica a NE-SW en la Bética, es decir son prácticamente ortogonales.

El Prebético se subdivide en dos unidades tectónicas (o subdominios paleogeográficos): Prebético Externo y Prebetico Interno.

Figura nº 4: Ortofoto de satélite y mapa geológico esquemático de la Provincia de Alicante
con indicación de la situación de la Sierra Helada.

El Prebético Externo corresponde a la parte del más septentrional de la Cordillera Bética y es la más próxima al Placa Ibérica donde no se sedimentaron ni el Jurásico Terminal, ni el Cretácico Inferior, ni tampoco el Paleógeno marino. Tectónicamente está constituido por una serie de escamas fuertemente imbricadas. Por el contrario, El Prebético Interno presenta depósitos mesozoicos y cenozoicos más completos, con importante desarrollo de las rocas sedimentarias del Cretácico, incluidas las del Cretácico inferior, y que corresponden a depósitos de ambientes más distales que los del Prebético Externo. Además de un estilo estructural de grandes pliegues y cabalgamientos subordinados. En la siguiente figura se puede ver un perfil simplificado con la evolución del margen continental sudibérico durante el plegamiento alpino.

Figura nº 5: Evolución del margen continental subibérico y subbético durante el
Plegamiento Alpino.

En el Prebético se han diferenciado (J.A. Vera 2004) varias unidades morfoestructurales, la Sierra Gelada se localiza en la unidad conocida como Prebético de Aspe-Jijona-Alicante.

Prebético de Aspe-Jijona-Alicante. Se corresponde con la parte más meridional del Prebético en la Provincia de Alicante. Tiene relieves elevados y su estructura es compleja; en las antiformas afloran los términos del Jurásico y Cretácico, mientras que en las sinformas afloran los del Paleógeno al Mioceno inferior-medio. Es un área con importante actividad diapírica (Altea,…). Este Prebético está separado del adyacente Prebético de Onteniente-Denia por la Falla Pinoso-Alcoy.

En la siguiente figura se puede ver de forma esquemática la situación del Prebético Externo e Interno y de las 7 zonas morfoestructurales en que fueron divididas por Vera. Como se puede ver la Sierra Gelada se localiza en la zona morfoestructural 2 (Aspe-Jijona-Alicante) del Prebético Interno.

En esta Zona morfoestructural aparecen las cotas topográficas más altas de toda la región con importantes montañas, profundos valles y algunas zonas más llanas. Una importante tectónica sinsedimentaria dio lugar a umbrales y surcos donde se depositaron de los materiales que varían desde plataforma carbonatada somera a plataforma externa o pelágica, siendo de resaltar la extensión de los afloramientos paleógenos. La importante actividad diapírica y la fuerte compresión final, son, junto con la erosión desigual, los responsables de una topografía muy accidentada.

Son muy frecuentes las extrusiones de materiales salinos triásicos; su emplazamiento actual está íntimamente ligado a la etapa compresiva final y a la distensión sucesiva y dan lugar a dos tipos morfológicos diferentes:

a.- Estructuras lineales. Son de dos tipos: anticlinales con dirección SO-NE, en los que se reconocen afloramientos sin ordenamiento interno claramente definido, formados por arcillas y yesos, mayoritarios en los Prebéticos de Jumilla-Yecla y Onteniente-Denia, donde juegan un papel importante las fallas de desgarre del final de la compresión, o la reactivación de las mismas.

b.- Estructuras no lineales. Son estructuras diapíricas más o menos circulares, que están siempre en relación con el cruce de fracturas y que en ocasiones están acompañadas por efusiones volcánicas del Mioceno terminal.

ESTRATIGRAFÍA DE LA SIERRA GELADA.

La Sierra Gelada esta constituida por rocas del Cretácico Inferior y su estratigrafía es, en principio, bastante sencilla, sin embargo, en distintas publicaciones y por distintos autores se dan columnas litoestratigráficas con unidades diferentes lo la que complica sobremanera. A continuación, se resumen las estratigrafías facilitadas en diferentes publicaciones.

Figura nº 7: Cuadro resumen de edades y estratigráfia

La estratigrafía del Prebético, según esta descrita en el libro El Cretácico de España es la siguiente, de muro a techo:

-Formación Sierra del Pozo.

Se trata de la unidad característica del tránsito Jurásico-Cretácico del Prebético Interno. La Formación se divide en dos miembros:

Un Miembro inferior con un espesor de 325 metros en el corte tipo, de 450 metros en la Sierra Mariola y de 150 metros en el Rio Serpis, está compuesto por calizas grises y beiges bien estratificadas que hacia la parte superior presenta intercalaciones de margas hasta formar una alternancia rítmica de calizas margas en bancos de medio metro de grosor. El miembro se depositó en un ambiente marginal de una plataforma carbonatada con dominios sub, inter y supramareal. La edad de este Miembro es Portlandiense-Barremiense.

Figura nº 8: Afloramiento de calizas blancas masivas de la Formación Sierra del Pozo
en la base del acantilado de Sierra Helada (Morro de Sant Jordí).

Un Miembro superior con un espesor de 50 metros en el corte tipo, de 450 metros en la Sierra Mariola y de 75 metros en el Serpis, está constituido por calcarenitas bioclásticas y areniscas con intercalaciones de arenas y margas arenosas y frecuentes niveles oolíticos con granos de cuarzo y cantos de cuarcita y esporádicamente niveles de calizas micríticas con construcciones arrecifales. El techo viene marcado por un hard ground. Este Miembro correspondería a depósitos de barras costeras con parches arrecifales cuya destrucción proporciona el material que las forman en un medio de plataforma profunda, abierta y agitada. La edad de este Miembro es Barremiense superior-Valanginiense inferior.

-Formación Cerro Lobo:

Esta Unidad corresponde a los materiales que se depositan sobre el hard ground que marca el techo del miembro superior de la infrayacente Formación Sierra del Pozo. En el Prebético interno esta formación sustituye a las facies Weald, más características del Prebético externo. En su localidad tipo esta formación se divide en dos miembros:

-Un Miembro Inferior con un espesor de 40 a 45 metros constituido por margas pardo-amarillentas con algunos niveles de calizas areniscosas. En su parte inferior el miembro tiene un elevado contenido fosilífero, especialmente Exogyras, ammnonites y equinidos (Toxaster) junto a braquiópodos y otros lamelibranquios. Estos fósiles indican una edad Valanginiense superior-Hauteriviense inferior. Este miembro se deposito en un medio de plataforma marina abierta.

-Un Miembro superior con un grosor de 110 metros es más carbonatado, con dolomías y calizas areniscosas, calcarenitas y bancos masivos de calizas bioconstruidas (corales). Su edad seria Hauteriviense medio-superior. El depósito corresponde a un sistema de barras con colonias coralinas.

En el Prebético de Alicante esta Unidad pasa a la parte inferior de la Formación Los Villares.

-Formación Los Villares.

Muy desarrollada en la Provincia de Alicante, en la Sierra Mariola tiene 200 metros de espesor y se sitúa sobre el hard ground que marca el techo del miembro superior de la Formación Sierra del Pozo y esta formada por una alternancia de margocalizas y margas gris azuladas con abundantes ammonites que indican una edad Valanginiense, parte del Hauteriviense (laguna del Hauteriviense superior) y el Barremiense. La Formación se depositaria en un medio pelágico turbíditico.

En Oliva (Valencia) esta Formación aflora en dos canteras en las que los materiales son predominantemente por arcillas y margas de color gris oscuro con intercalaciones de lutitas carbonáticas, compactas y duras, que localmente forman una alternancia. El límite superior de estos materiales en ambas canteras está mecanizado, generado por el deslizamiento de las biocalcarenitas y calizas de rudistas del Aptiense inferior.

Castro (1998) engloba esta unidad bajo la denominación de Fm. Los Villares y la divide en tres tramos: alternancia inferior, unidad glauconítica y alternancia superior, todo ello en una sedimentación pelágica. Esta división se reconoce en las canteras de Oliva.

Figura nº 9: Fósil característico de la Formación Los Villares (Exogyra).

-Formación Arroyo Los Anchos.

Esta Unidad se corresponde con las facies urgonianas y es muy frecuente en el Prebético Interno. En su localidad tipo tiene 200 metros de grosor y se diferencian dos miembros:

-Un Miembro Inferior de 125 metros constituido por calizas grises y beiges claras bien estratificadas con algunas margas grises y verdes a muro. A techo aparecen bancos gruesos bioconstruidos y areniscas. Este miembro se depositaria en una plataforma carbonatada del tipo urgoniano con dominios supra e intermareales, de plataforma interna (lagoon), de plataforma externa (barras calcarenitas con orbitolinas) y pelágico (margas con ammonites) que pasa a la Formación Cerrajón). La edad del miembro en la Sierra Mariola seria Barremiense-Aptiense Inferior en base a su contenido en foraminíferos y ammonites.

-Un Miembro superior de 75 a 100 metros de grosor formado por arenas rojas con cantos de cuarcita que va pasando a calizas formadas por bancos de rudistas. Este miembro se depositaria en un medio deltaico con áreas palustres. Su edad serie Aptiense superior – Albiense.

Por su parte C. Arias et al 2001 han distinguido siete tramos biológicos;

-El Tramo 1 está formado por una alternancia de margas y calizas dolomíticas limolítico-arcillosas con bioturbación intensa y abundantes señales de erosión e interrupción. La estratificación es irregular y con escasa continuidad lateral. Se apoya sobre el hardground del Valanginiense medio. Su límite superior es otra costra ferruginosa que la separa de las margas y lutitas carbonáticas suprayacentes. Este primer tramo representa los sedimentos generados durante una etapa de drowning, con la inundación brusca de la plataforma somera e instalación de una sedimentación abierta.

La asociación encontrada en el tramo 1, caracterizada por la presencia de la siguiente fauna de ammonites:Karakaschiceras biassalense, Neocomites neocomiensis, Olcostephanus guebhardi querolensis y Valanginites nucleus indica la base del Valanginiense superior (Zona de Verrucosum, Subzona de Verrucosum).

-El Tramo 2, son arcillas limolíticas de color ocre y gris azulado en la parte media y alta, con intercalaciones de dolomías limolíticas. El tramo segundo, comienza con la estabilización de la sedimentación en la plataforma externa con abundante y variada fauna bentónica, para evolucionar hacia una mayor distalidad, probablemente unido a un ligero aumento de la batimetría

-El Tramo 3, con niveles de areniscas de grano fino. Se ordenan en siete secuencias, las dos inferiores son estratocrecientes y la última, incompleta, está cortada por un nivel métrico de arcillas marrones. Este tramo, de color gris oscuro, con abundantes cristales de pirita de pequeña talla, exclusivamente con fauna de ammonites piritosos y algunos Belemnites, parece indicar un medio tranquilo por debajo del nivel de base del oleaje y con pocas corrientes. Los escasos niveles duros están siempre gradados, lo que permite pensar en un retrabajamiento. Es la unidad que presenta señales que indican mayor distalidad y probablemente mayor profundidad o confinamiento, con escasa oxigenación.

En la parte alta del tramo 3 se encuentra una fauna compuesta por Olcostephanus nicklesi, OI. balestrai, Oosterella gaudryi, O. stevenini, O. fasci ge ra y Neocomites aff. peregrinus. Esta asociación corresponde a la base de la Zona de Trinodosum (Subzona de Nicklesi). De acuerdo con ello, el tramo 2 correspondería a las partes media y alta de la Zona de Verrucosum (Subzonas de Pronecostatum y Peregrinus).

-El Tramo 4, es una alternancia de arcillas gris oscuro con niveles duros de dolomías limolítico-arenosas, más importantes hacia el techo. Su límite superior es similar al inferior, un nivel métrico de arcillas marrones que interrumpe la alternancia y en el que no se observa fauna. El resto del tramo presenta una rica y variada fauna bentónica y ammonites, asociada a la llegada de terrígenos finos y no abundantes, indica un brusco cambio en la tendencia evolutiva, instalándose la zona proximal de la plataforma externa, con clara tendencia hacia la carbonatación a techo.

Este tramo contiene la siguiente asociación faunistica: Lyticoceras cf. nodosoplicatum, L. bargemensis y Crioceratites cf. nolani, característicos de la parte terminal del Hauteriviense inferior (Zona de Nodosoplicatum). La interrupción sedimentaria detectada en la base de este tramo afectaría por tanto al final del Valanginiense (Zona de Callidiscus) y a gran parte del Hauteriviense inferior (Zonas de Radiatus y Loryi).

-El Tramo 5, Está formada por arcillas y limolitas de color gris oscuro alternando con niveles de dolomías limolíticas, en algún caso algo arenosas. Su característica principal es la abundancia de glauconita en todos los niveles. Se organizan en cinco secuencias estratocrecientes. Este tramo se caracteriza por la presencia de abundante glauconita; comienza por materiales con domino de la decantación y fauna bentónica no muy abundante; hacia la parte media dominan los estratos masivos con Thalassinoides en la base y señales de tempestitas; finalmente en la parte alta pasa a una sedimentación rítmica con abundantísimos ammonites prácticamente como única microfauna. Esta tendencia parece indicar ligeras oscilaciones batimétricas en el entorno del nivel de base del oleaje. Termina con una costra ferruginosa.

Este tramo sólo posee fauna significativa en su parte superior, habiéndose identificado Crioceratites binelli(una forma característica de la Zona de Balearis) y, a más arriba, diversas especies del género Pseudothurmannia (propias de la Zona de Angulicostata). De acuerdo con esto, la interrupción sedimentaria localizada entre los tramos 4 y 5 incluiría la parte baja del Hauteriviense superior (Zona de Sayni y, probablemente, parte o la totalidad de laZona de Ligatus).

El límite entre los tramos 5 y 6, marcado por una costra ferruginosa, podría corresponder a una pequeña discontinuidad estratigráfica que afectara a la parte final de la Zona de Angulicostata y a la extrema base de la Zona de Hugii.

-El Tramo 6, está formado por arcillas y limolitas de color gris oscuro con abundantes niveles duros intercalados que forman tres secuencias estratocrecientes. Al final de cada secuencia se reconocen importantes costras ferruginosas con superficies poligonales y abundante bioturbación que forman un hardground y aumentan en importancia hasta llegar al techo. Este tramo presenta una sedimentación homogénea. Los hardground de la parte alta, junto al predominio de la sedimentación por decantación, parecen indicar una ralentización de la tasa sedimentaria.

Este tramo corresponde ya al Barremiense inferior. En él se han podido reconocer, sucesivamente, la Zona de Hugii (con Spitidiscus hugii, Sp. vandeckii y Psilotissotia favrei) y la Zona de Nicklesi (con Almohadites camelinus, Holcodiscus aff. perezianus y Hamulinites aff. munieri).

-El Tramo 7, no está completo ya que sobre él se encuentran las calizas del Aptiense inferior en contacto mecanizado. Está formado por arcillas limolíticas grises con intercalaciones de niveles con cemento dolomítico. Hacia el techo, presenta aspecto noduloso. Aparentemente el tramo evoluciona hacia una ritmita caliza-marga. De este tramo sólo aflora su base, por lo que es prácticamente imposible interpretar su tendencia evolutiva.

En la base de este tramo aparecen Subpulchellia compressissima y Moutoniceras nodosumc que permiten atribuir estos niveles a la Zona de Compressissima.

En Oliva (Valencia) se reconocen tres episodios sedimentarios limitados por interrupciones, cuya representación es variable. El primero, comprende todo el Valanginiense superior y está formado por los tramos 1, 2 y 3 con una sedimentación continua, representa el drowning del Valanginiense medio, la posterior estabilización de la sedimentación y su evolución hacia la distalidad y profundización. Esta tendencia, queda cortada por una interrupción de la sedimentación que abarca tres zonas de ammonites. La sedimentación se reanuda, con el segundo episodio, en la parte alta del Hauteriviense inferior (Tramo 4) en condiciones más proximales, pero queda cortada de nuevo por otra interrupción que abarca dos zonas. El tercer episodio comprende desde la parte media del Hauteriviense superior hasta el límite entre el Barremiense inferior-superior con una pequeña posible interrupción en el límite Hauteriviense-Barremiense (tramos 5, 6 y 7), pero siempre bajo condiciones de baja tasa de sedimentación. Las correlaciones entre los tramos aquí establecidos y los definidos por Castro (1998) más al sur y por Masse et al. (1993) en la zona de Jumilla es relativamente sencilla, reconociéndose una migración temporal de la sedimentación hacia el continente que alcanza su máximo en el Hauteriviense inferior.

Las secciones analizadas han proporcionado, en algunos niveles, una abundante y variada fauna de ammonites que se encuentran en un aceptable estado de conservación. En estas asociaciones predominan representantes de las familias Neocomitidae, Olcostephanidae, Desmoceratidae, Holcodiscidae y varios grupos de Ancyloceratina. La escasísima presencia de Phylloceratidae y Lytoceratidae y la relativa abundancia de formas de gran tamaño (sobre todo entre los Ancyloceratina) son propias de un medio nerítico, de plataforma abierta, poco profunda y relativamente cercana a costas. El análisis de la distribución vertical de las especies encontradas permite reconocer distintas unidades bioestratigráficas correspondientes al intervalo Valanginiense superior-Barremiense inferior.

Los materiales estudiados, se han depositado en su totalidad en la plataforma externa, presentando variaciones en los diferentes tramos que la componen, interpretándose unas veces como aumento de la distalidad, otras a cambios batimétricos y finalmente a variaciones en la tasa de sedimentación, pudiendo ir unidos en algunos casos más de uno de los procesos citados.

Según la cartografía de la Hoja nº 848 (BENIDORM) del MAGNA los terrenos más antiguos que afloran en la Sierra Helada corresponden a pequeños retazos de las Calizas de Clipeinas (Formación Sierra del Pozo) y corresponden a calizas grises micriticas con pasadas de intraclastos y su edad es Jurásico Superior (Kimmeridgiense).

Discordantemente sobre el Jurásico superior se desarrolla un potente Cretácico Inferior que comienza por un tramo de 15 metros de margas pardoamarillentas con ammonites y una abundante fauna (foraminíferos, algas, ostrácodos, braquiópodos y pelecípodos) que indican una edad Aptiense superior-Albiense inferior y pertenecientes a la parte superior de la Formación Arroyo Los Anchos.

Sobre las margas con ammonites se sitúa un grueso (256 m) conjunto litológico atribuido a la Formación Seguilí y compuesto por 100 metros de una alternancia de areniscas pardoamarillentas, masivas con cemento calcáreo con calcarenitas bioclásticas y oolíticas y calizas arenosas de aspecto noduloso. Presentan orbitolinas y otros foraminíferos del Albiense Inferior. Por encima se sitúan 25 metros de calizas bioclásticas de aspecto noduloso y margas en bancos métricos. Esta serie culmina con 130 metros de calcarenitas pardo-amarillentas en bancos de 1 a 3 m. de espesor, con niveles intercalados de calizas margosas nodulosas y margas. Se distribuyen en secuencias de 1,5 m a 8 m de potencia, formadas en la base por un término calcarenítico, bioclástico, en ocasiones de aspecto masivo, en otras con estratificaciones cruzadas, de surco y planar, y cuerpos sigmoidales; también son frecuentes las capas con bases canalizadas y techos ondulados. Un término intermedio poco potente de biocalcarenitas de aspecto noduloso con laminaciones de “ripples”, “flaser” y huellas de bioturbación de media a abundante y costras ferruginosas. El término superior de las secuencias lo forman margas con estructuras “lensen” y “rills” bioclásticos. Las secuencias del techo de este tramo disminuyen de potencia (0,6 a 1,5 m) a la vez que presentan estos términos invertidos, encontrándose en el “lag” de algunos bancos restos de Toucasias, y niveles con abundantes orbitolinas, así como estructuras “herringbone”.

Sobre este conjunto calcarenítico se sitúa una formación de calizas de rudistas con 45 metros de grosor , está compuesta por unas calizas grises de aspecto masivo y calizas nodulosas muy bioturbadas, que se distribuyen en secuencias somerizantes de orden métrico, que comienzan en la base con un término constituido por calizas nodulosas con restos de bioconstrucciones de Rudistas, Corales y Algas, y a techo, representado por calizas (“grainstone”, “rudstone” y “framestone”) de rudistas y de corales con matriz bioclástica, intensamente bioturbadas. Localmente se observan procesos secundarios de dolomitización, que confieren a la roca tonalidades beiges u ocres. Contienen abundantes foraminíferos de edad Albiense Medio a Superior. La edad de estos materiales en base a su contenido en Foraminíferos es Albiense Medio-Superior y pertenecerían a la Formación Arroyo Los Anchos.

El techo de la columna litoestratigráfica está constituida por dos tramos:

-Un Tramo inferior formado por 90 metros de calizas bioclásticas pardo-amarillentas y calizas margosas, de aspecto noduloso, con niveles intercalados de margas. Los materiales de este tramo se distribuyen en secuencias negativas, cuyo espesor oscila entre 6 y 15 m, formadas en la base por el término margoso, con estructuras de “ripples” y “lensen”, por encima calizas margosas, nodulosas con “ripples” y bioturbación de moderada a intensa, con abundante fauna de equínidos, y el término superior, que forma el resalte de la secuencia, constituido por unas calcarenitas y/o calizas bioclásticas con estratificaciones cruzadas, “ripples” y cuerpos sigmoidales, que suelen presentar a techo del banco una costra ferruginosa.

-Un Tramo Superior de 185 metros de potencia, está formado por una serie de margas y margas arenosas de colores gris-amarillentos, con intercalaciones de calizas bioclásticas y margosas, nodulosas, que contienen abundante fauna de equínidos, y se encuentran intensamente bioturbadas. Aparecen en secuencias constituidas por margas en la base y cuerpos de caliza margosa, nodulosa, a techo. La serie esta intensamente bioturbada y son frecuentes las estructuras “lensen”, “ripples”, así como “rills” bioclásticos intercalados. Rara vez se encuentran bancos de calizas arenosas con laminaciones y estratificaciones cruzadas y cuerpos sigmoidales.

El contenido en foraminíferos indica una edad Albiense superior y pertenecerían al transito de las Formaciones Cerrajón -Los Villares.

La Formación Arroyo los Anchos (Barremiense superior-Albiense Inferior) del Prebético de Alicante se correlaciona con las Formaciones Llopis, Almadich y Seguilí. En el Prebético de Alicante entre las Formaciones Sierra del Pozo y Arroyo los Anchos se desarrolla la Formación Los Villares (Valanginiense Superior-Barremiense).

En la descripción del IELIG PT 118 (Sierra Gelada), el IGME describe, en los acantilados de Punta Bombarda, la siguiente columna. De muro a techo tendriamos:

- Formación Sierra del Pozo (Titoniense-Berriasiense).

- Formación Almadich (Aptiense).

- Miembro Helada de la Formación Seguilí (Aptiense).

- Formación Sacarás (Albiense).

Figura nº 10: Foto panoramica con la interpretacion geologica (Fuente: IGME)

-Formación Sierra del Pozo.

Se encuentra únicamente en la base del acantilado y solo aflora su parte superior que está constituida por calizas blancas bien estratificadas (Calizas de Clypeinas).

Hay que indicar que, aunque a continuación se van a describir, en la Sierra Gelada entre la Formación Sierra del Pozo y la Formación Almadich hay una laguna estratigráfica marcada por la ausencia de las Formaciones Los Villares y Llopis que si aparecen en el resto del Prebético.

-Formación los Villares.

La Formación está formada, principalmente, por una alternancia rítmica de margas y calizas margosas, con ammonites y nanofósiles plantónicos de ambiente hemipelágico. También pueden aparecer margas con abundantes peloides de glauconita con abundantes ammonites y capas de oolitos férruginosos que se interpretan como depósitos de baja tasa de sedimentación. Esta formación aflora en todo el Prebético de Alicante, excepto en el tramo de Sierra Gelada, donde es sustituida por una superficie de discontinuidad. El espesor varía desde los 155 metros en la Sierra de Mariola hasta cero en la Sierra Gelada.

En base a la abundancia de ammonites se ha podido datar la formación en el lapso comprendido entre el Valanginiense tardío hasta el Barremiense tardío más temprano. Se reconocen varias discontinuidades de diferente edad y duración en diferentes secciones. Durante el Valanginiense y el Barremiense temprano se depositaron ritmitas hemipelágicas, mientras que durante la mayor parte del Hauteriviense se produjeron sedimentaciones ricas en glauconita condensada y rupturas en la sedimentación.

La distribución lateral y vertical de las diferentes litologías, así como las discontinuidades estratigráficas dentro de la Formación Los Villares, parecen indicar diferencias laterales en batimetría, probablemente controladas por variaciones locales en las tasas de subsidencia. La zona más somera correspondería a la Sierra Gelada, con el desarrollo de un hard ground, mientras que en las Sierras Mariola y Seguilí estarían las áreas más profundas.

Figura nº 11: Columna estratigráfica sintética del Cretácico en la Sierra de Seguilí.

-Formacion Llopis.

Está compuesta principalmente por calizas rudistas y corales (en facies Urgonianas) con una marcada ciclicidad, pasando lateralmente a calcarenitas (grainstone) con restos de corales. Aparecen otras litologías que incluyen calizas arenosas con escasos ammonites en la parte inferior de la formación (Barremiense superior) y también grainstones y rudstones ricas en cuarzo, con rudistas, intercaladas con areniscas y arenas no cementadas, que forman las capas más superiores. Los sectores distales de esta unidad están representados por calizas de grano fino con pequeñas cantidades de granos de cuarzo, fauna bentónica (crinoideos, briozoos, foraminíferos) y raros foraminíferos planctónicos, intercalados con margas.

La Formación Llopis ha sido interpretada como un depósito de aguas someras en rampa interior de carbonato con desarrollo de una amplia laguna (calizas rudistas cíclicas y coralinas), bordeada por ambientes más abiertos (facies arenosas) que evolucionó hacia el sur hasta una rampa media localmente bajo condiciones de alta energía y dominadas por tormentas (Ruiz-Ortiz y Castro, 1998).

Se trata de una unidad litoestratigráfica dividida en tres miembros de los que los miembros medio y superior son de edad Aptiense inferior. El miembro medio está constituido por una potente sucesión de calizas con rudistas y corales depositadas en ambientes de plataforma carbonatada somera, divididas en una sucesión de parasecuencias somerizantes. El miembro superior de esta formación está constituido por arenas, areniscas y ruditas arenosas con rudistas (caprínidos), presenta estructuras sedimentarias de corrientes de alta energía, en algunos casos interpretadas como tempestitas es retrogradante respecto del miembro inferior y aflora en los sectores más septentrionales del Prebético de la provincia de Alicante. La parte superior de la Formación Llopis una potente unidad de calizas con rudistas, orbitolinas y corales

Tanto el miembro medio como el superior presenta lateralmente (S-SE) un cambio lateral de facies a la Formación Almadich.

En Mariola la parte basal de la Formación Llopis ha sido datada de forma precisa con ammonites, mientras que sus partes media y superior han sido datadas con foraminíferos bentónicos, rudistas y ammonites provenientes de la suprayacente Formación Almadich. En Mariola la Formación abarca un intervalo temporal más largo (Barremiense tardío a Aptiense temprano tardío), mientras que en la Sierra de Seguilí y en Parcent la Formación abarca únicamente al Aptiense temprano (Bedouliense temprano).

Esta formación aflora en la parte norte del Prebético de Alicante, donde se superpone a la Formación Los Villares, y pasa lateralmente (SE) a la Formación Almadich o se correlaciona con una discontinuidad. Su espesor disminuye de norte a sur, con un máximo de 210 metros en el tramo de Mariola y un mínimo de 30 metros en Parcent

-Formación Almadich:

La Formación Almadich es característica de los sectores más distales del Prebético Interno, donde representa un episodio de sedimentación hemipelágica en el tránsito entre el Aptiense inferior y superior. La Unidad presenta un espesor es de 49 metros en la sección de Llopis, y muy similar de 50 metros en la de Agres. La edad de esta unidad, datada mediante foraminíferos bentónicos (Orbitolinopsis kiliani y O. praesimplex, Castro et al., 2001) seria Aptiense basal. El techo de la Unidad está constituido por la Capa de Agres (Castro, 1998), formada por 10 metros de calcarenitas, calcirruditas con rudistas caprínidos, margas y arenas. La base de la Fm. Almadich presenta variaciones laterales, así puede ser un nivel margocalizo condensado con Palorbitolina lenticularis (sección de Llopis) que se sitúa sobre el techo de la Fm. Llopis en facies de calizas micríticas, mientras que en la sección de Agres la base de la formación es un nivel de margas marrones que se dispone sobre una superficie con perforaciones de litófagos, excavada sobre las facies de calcirruditas con rudistas caprínidos de la Capa de Agres.

Figura nº 12: Contacto entre las Formaciones Almadich y Seguili en la Sierra Helada.

La Formación Almadich está constituida por una alternancia (ritmita) de margas y margocalizas con contenido variable (hasta un 50%) en cuarzo de tamaño limo en la parte inferior. Contiene ammonites y foraminíferos planctónicos que han permitido su datación precisa. Su característica más interesante es la presencia, en la parte inferior, de un intervalo de unos 6 metros de espesor, predominantemente margoso, de color gris oscuro a negro, con un moderado contenido en materia orgánica que puntualmente contiene trozos de carbón. Este intervalo se ha interpretado como el registro local del Evento anóxico del Aptiense inferior (OAE).

Esta formación está presente en toda el área de estudio; se superpone a la Formación Llopis en el sector norte y a la Formación Los Villares en el sur, excepto en el tramo de Sierra Gelada donde se sitúa directamente sobre un paleokarst que se desarrolló sobre calizas berriasienses de la Formación Sierra del Pozo. Muestra importantes cambios laterales de espesor, con un máximo de 225 metros en Parcent. En Agres la Formación Almadich se dispone sobre la Formación Llopis y en su parte inferior presenta un tramo de 1,8 metros de espesor de margas beige-ocres, sobre las que sigue un intervalo de 5,8 metros de espesor de margas oscuras. El corte termina con 50 metros de una ritmita de margas y margocalizas beiges que constituyen la parte superior de esta Unidad.

La Formación Almadich, contiene ammonites que datan la parte alta del Aptiense inferior y la parte baja delAptiense superior. La presencia de los foraminíferos planctónicos Leupoldina cabri, Globigerinelloides ferreolensis, Hedbergella trocoidea, G. barri y G. algerianus han permitido reconocer Aptiense. Se trata de una Unidad litoestratigráfica de edad Aptiense p.p.; que en la Sierra Mariola comprende desde el Beduliense superior al Gargasiense inferior, mientras que hacia el sur abarca un intervalo de tiempo mayor que incluye desde la base del Beduliense hasta el Clansayesiense inferior.

Esta formación representa los depósitos transgresivos y de alto nivel del mar y se depositó en un ambiente sedimentario de plataforma distal, tipo rampa, con condiciones hemipelágicas. El tránsito de la Fm. Llopis a laFm. Almadich ha sido considerado como un ejemplo de ahogamiento de plataforma (platform drowning), reconocido en múltiples afloramientos del dominio perimediterráneo y que precedió al Evento Anóxico OAE 1a del Aptiense.

-Formación Seguilí.

Esta unidad se depositó en la amplia plataforma marina que, durante el Cretácico Inferior (Aptiense medio-Albiense inferior), ocupo el margen meridional de la Cordillera Ibérica, especialmente en el Prebético de Alicante. Esta formación, definida en la Sierra de Seguilí (Denia), está, en líneas generales, constituida (Castro, 1998) por un miembro inferior calcarenítico, y otro superior de calizas micríticas con rudistas y corales.

Figura nº 13: Estratificación cruzada sigmoidal en las calcarenitas de la Formación Seguilí
(Sierra Helada; Alicante).

Esta Unidad tiene un grosor de 70 metros en la Sierra Mariola llegando a alcanzar los 400 metros de grosor en Parcent, e incluye litofacies variadas, entre las que predominan las calizas de rudistas y corales. Desaparece lateramente por cambio lateral a la Formación Almadich (o ritmita margo-calcárea). Su edad ha sido establecida como Aptiense superior en base a su contenido en foraminíferos bentónicos y rudistas, así como por el de ammonites de los niveles superiores de la infrayacente Formación Almadich. La edad de la formación varia de unas localidades a otras, con un máximo de extensión temporal que abarca desde el Aptiense medio y el Albiense basal.

Figura nº 14: Correlación entre perfiles de la Formación Seguií en diferentes lugares
de Alicante.

El depósito de los niveles carbonatados de las formaciones Llopis y Seguilí se interpreta en un contexto de plataforma carbonatada somera tipo rampa, con desarrollo de facies de lagoon limitadas por una barrera de alta energía constituida por barras arenosas y parches de coral; las intercalaciones margosas se depositarían en una plataforma externa bajo condiciones hemipelágicas (Castro, 1998; Gómez, 1997c).

Figura nº 15: Miembros Helada y Superior carbonatado de la Formación Seguilí en la
Sierra Helada (Alicante).

Esta formación, depositada en ambientes de plataforma interna, presenta una gran heterogeneidad litológica con 23 tipos de facies agrupadas en 5 asociaciones, siendo el ambiente de plataforma interna carbonatada el mejor representado por ciclos de somerización constituidos por un lag de rudistas, margas calcáreas con orbitolinas planas, calizas con rudistas y corales y a techo calizas con lamelibranquios planos (condrodontos). En conjunto la formación muestra una evolución general desde ambientes de plataforma externa hacia otros de barrera y finalmente de plataforma interna en un contexto general de clima cálido y húmedo, con aguas claras e importante desarrollo de una fauna bentónica muy diversificada.

Figura nº 16: La Cova del Bou cavidad cárstica desarrollado en las calizas del Miembro superior
de la Formacion Seguilí en La Sierra Helada (Alicante).

Esta formación presenta litologías muy diversas y en la Sierra Gelada está formada un tramo de 210 metros de espesor compuesto por calizas ricas en cuarzo y areniscas con margas, así como grainstones y packstones con estructuras de corriente. Este tramo se ha definido como Miembro Helada. Este Miembro se depositó en un medio marino poco profundo, de alta energía, afectado por mareas, el carácter local del miembro, su gran espesor ocasionado por una alta subsidencia y el marco tectónico regional de carácter extensional que favorecía el desarrollo de pequeñas cuencas de semi-graben indicaría que la sedimentación se realizaría en una depresión controlada por la tectónica local durante un periodo de nivel del mar relativamente bajo.

Figura nº 17: Calizas grises claras muy fosilíferas (Rudistas, otros bivalvos,....) con los planos de estratificación estilolitizados. Formación Seguí (C4) en Sierra Helada (Alicante).

-Formación Sácaras.

Esta Unidad aflora en la Zona Prebética, aunque sólo se encuentra bien desarrollada en su parte oriental (Provincia de Alicante) donde siempre aparece por encima de la Formacion Seguilí. El espesor de esta unidad muestra variaciones laterales notables, que van desde unos 300 metros en Parcent y Sierra Gelada hasta un mínimo de 30 a 60 metros en los tramos de Mariola y Fontcalent.

La Formación Sácaras está constituida por depósitos mixtos carbonato-siliciclásticos, con capas alternas de margas y margas calcáreas y más escasos niveles de areniscas. En varios perfiles se observa la presencia de un horizonte margoso con ammonites. En los cortes situados más al Norte abundan las calizas con rudistas y corales y, en cambio, hacia el Sur hay un predominio de calcarenitas (grainstones, packstones) y margas bioturbadas hacia el sur.Esta formación se depositó en una rampa mixta de aguas poco profundas carbonatadas y siliciclásticas, que abarca desde ambientes de rampa interna abierta en el norte hasta ambientes de rampa media hacia el sur. En los sectores distales, los cambios relativos del nivel del mar dieron lugar a una alternancia de margas y grandes cuerpos de arenas carbonatadas migratorias bajo la influencia de mareas y corrientes tormentosas.

La edad de esta unidad se ha determinado a partir de foraminíferos bentónicos, algunos ammonites y fauna planctónica, y se ha acotado con las dataciones de las formaciones subyacentes y suprayacentes. Se edad seria Albiense temprano-medio, aunque localmente puede alcanzar la base del Albiense superior, mientras que en los tramos más meridionales se limita al Albiense medio, debido a una discontinuidad estratigráfica que afecta al Albiense inferior.

Figura nº 18: Un icnofósil exclusivo de la Sierra Helada: Ereipchinus gelandensis.

La formación corresponde a una secuencia estratigráfica de segundo orden, compuesta por tres secuencias deposicionales de tercer orden. El análisis de facies, ciclos y asociaciones permite la diferenciación de tres entornos deposicionales principales:

(1) un dominio de plataforma proximal, con sedimentación de calcarenitas estratificadas cruzadas y pequeñas parches de corales.

(2) un dominio de plataforma intermedia, con deposición de alternancia rítmica de calcarenitas y margas bioturbadas.

-Formación Jumilla.

Esta Unidad presenta en su sección tipo una potencia de 40 metros y básicamente está constituida por tres cuerpos carbonaticos y otros dos terrígenos que se intercalan entre los primeros. Los tres paquetes carbonaticos tienen naturaleza esencialmente dolomítica, con proporciones variables de siliciclásticos, son competentes y masivos con espesores métricos a decamétricos, otras veces presentan un carácter calcarenítico y bioclástico y con señales de bioturbación, son frecuentes los restos (fantasmas) de rudistas y de orbitolinas. Estos cuerpos carbonaticos son cartografiables y presentan en todos sus puntos unas características litológicas muy similares que los hacen fácilmente reconocibles, por lo que se han definido, de base a techo, como los Miembros Calizas de la Rosa (5,8 m), Calizas de Estenas (11.3 m) y Calizas de la Bicuerca (17,4 m).

Los dos paquetes litológicos restantes de esta Formación son de naturaleza esencialmente siliciclástica y grosor métrico (1-2 m) y se intercalan entre los paquetes carbonaticos y, en la localidad tipo (Jumilla), están formados por arenas cuarzosas de grano medio a fino y de color blanco a beige, poco cementadas, con estratificación cruzada en surco, muy semejantes a las Arenas de Utrillas.

En la Sierra del Carche esta formación presenta 182 metros de espesor y también se reconocen los Miembros Calizas de la Rosa (7,5 m), Calizas de Estenas (40 m) y Calizas de la Bicuerca (34 m). El primero de ellos tiene una composición calcáreo - arenosa, el segundo es dominantemente calcáreo y el tercero, que no presenta prácticamente terrígenos, está intensamente dolomitizado. Los tramos terrígenos que separan estas unidades presentan un carácter esencialmente litoral y en ellos alternan niveles de distinta naturaleza: arenosos, masivos o con estratificación cruzada; lutíticos y lutítico - arenosos, con estratificación de tipo lenticular; margosos y calcáreo limosos, con abundantes orbitolínidos y en ocasiones con laminaciones algares; y, en menor medida, calcáreos, con abundantes orbitolinidos y pequeños rudistas.

Esta unidad se enmarca dentro de ambientes que van desde costeros - mareales, generalmente con alta influencia siliciclástica, a medios de plataforma carbonatada somera y bien comunicada. Estos últimos se caracterizan por la existencia de grandes barras bioclásticas donde los restos de orbitolínidos son el componente dominante, y por el gran desarrollo que alcanzan rudistas, corales y condrodontos, que pueden llegar a constituir cuerpos arrecifales.

La datación de esta formación está basada fundamentalmente en las asociaciones de foraminíferos bentónicos y rudistas que contiene y seria Albiense sup. p.p. - “Vraconiense” - Cenomaniense basal (?).

La Formación Jumilla equivaldría a la parte superior del urgoniano del Prebético de Alicante, así como a los términos basales de la Formación Caliza de Jaén, descrita en el Prebético occidental por Vera et al. (1982).

FORMACIONES	MIEMBRO	EDAD	LITOLOGIA
Fm. MARGAS DE CHERA
Fm. JUMILLA	Calizas Bicuerca	Albiense Sup. - Cenomaniense	Dolomías en bancos gruesos
	(Margas Losilla)		Arena cuarzosa
	Caliza de Estenas	Albiense Sup.	Biomicritas con orbitolinas, etc…
			Arena cuarzosa
	Calizas la Rosa	Albiense Sup.	Calizas fosilíferas (rudistas, corales)
Fm. ARENAS DE UTRILLAS

En la siguiente figura se puede ver un esquema del Cretácico Inferior de la Provincia de Alicante con la disposición de las distintas formaciones y su edad.

Figura nº 19: El Cretácico Inferior en la Provincia de Alicante.

Según A. Yebenes et al (2004) la estratigrafía La Serra Gelada está constituida por una sucesión de materiales dominantemente calcáreos, cuya edad se extiende desde el Jurásico terminal hasta el final del Cretácico Inferior.

La sucesión mesozoica de la Serra Gelada, de más de 800 metros de espesor, aparece muy bien expuesta en los acantilados de Sierra Gelada, aunque en el acantilado pueden presentarse parcialmente recubiertos por depósitos cuaternarios que localmente pueden alcanzar un notable desarrollo. Sus materiales se depositaron en una extensa plataforma situada en el paleomargen del sudeste de Iberia. Estos autores han diferenciado un conjunto de siete unidades litológicas (Yébenes, 1996) cuya datación se debe a Granier (1987) y Castro (1998). La edad de la primera de ellas es Jurásico Superior terminal a Cretácico Inferior basal, mientras que la de las seis restantes son del Cretácico Inferior.

En la siguiente figura se puede ver esta columna litoestratigráfica, modificada de A. Yébenes:

Figura nº 20: Columna estratigráfica del Cretácico de la Sierra Helada (Alicante)

La descripción (A. Yebenes) de la columna litoestratigráfica es la siguiente:

JC: Calizas blancas con clypeinas (Jurásico Superior terminal a Cretácico Inferior basal; 135-130 Ma).Constituida por más de 50 metros de calizas masivas depositadas en una plataforma somera. Tan sólo afloran en la base de la Serra Gelada (isla Mitjana y Morro de Sant Jordi). Su techo viene marcado por una disconformidad (discontinuidad estratigráfica erosiva) sobre la que se desarrolla un paleokarst y que incluiría a las formaciones Los Villares y Llopis. Este tramo equivaldría a la Formación Sierra del Pozo (las calizas de clipeinas del Portlandiense-Barremiense)

Figura nº 21: Las calizas blancas de la Formación Sierra del Pozo (JP)

C1: Alternancia de margas y calizas con ammonites (Aptiense inferior a superior o Beduliense; 113-110 Ma). Alternancia rítmica de 140 m de espesor, depositada en un ambiente de plataforma externa relativamente profunda. El equivalente de esta Unidad seria la Formación Almadich del Aptiense

Figura nº 22: Vista de la Sierra Helada desde el mar, en primer termino las Calizas Blancas jurásicas de la Fm. Sierra del Pozo (JP), detrás las margas grises de la Fm. Almadich (C1) y por encima el Miembro Heladas de la Fm. Seguilí (C2). Morro de Sant Jordi (Alicante)

C2: Areniscas calcáreas y calcarenitas (Aptiense superior o Gargasiense; 110 Ma). Unidad de más de 200 m de espesor está dominada por areniscas calcáreas y calcarenitas de colores pardo-rojizos, con algunas intercalaciones margosas.

Figura nº 23: Bloque hundido por falla, compuesto por el Miembro Helada y encima las calizas del Miembro Superior calcáreo de la Fm. Seguilí. (Sierra Helada; Alicante).

Muestran frecuentes estructuras tractivas, como laminación cruzada de gran escala producida por la migración de dunas submarinas («sandwaves») y estructuras sigmoidales.

Figura nº 24: laminación cruzada en surco provocada por la migración de una duna sobre el fondo marino (Sierra Helada; Alicante).

Además de estas estructuras tractivas aparecen estratificaciones cruzadas en espina de pescado (herringbone) que indican influencias mareales.

Figura nº 25: Laminaciones cruzadas tipo herring bone. Sierra Helada (Alicante),

Se depositó en un ambiente de plataforma mixta carbonático-terrígena de alta energía.

C3: Margas y calizas arrecifales (Aptiense superior; 109 Ma). Unidad muy delgada (de 2 a 8 m de espesor) depositada en un ambiente de laguna de baja energía («lagoon») en el que se desarrollaron parches arrecifales de rudistas (ver figura nº 17).

Figura nº 26: Calizas muy fosilíferas. Faro del Albir (Sierra Helada: Alicante).

C4: Calizas con rudistas y ostréidos (Aptiense superior o Clansayesiense; 108 Ma). Constituida por 25 a 40 metros de calizas bioclásticas con abundantes rudistas y grandes ostréidos, depositadas en un ambiente de laguna de baja energía («lagoon»).

Figura nº 27: Calizas de condrodontos unos moluscos bivalvos planos parecidos a las actuales pinas o nacras. Formación Seguií o tramo C4. Sierra Helada (Alicante).

C5: Margas, calizas nodulosas y calcarenitas (Albiense inferior; unos 105 Ma). Unidad de unos 100 m de espesor, depositada en un ambiente de plataforma abierta y que yace en disconformidad (contacto erosivo) sobre la unidad anterior.

Figura nº 28: Túnel del camino del Faro de Albir donde se puede ver el
contacto entre las Formaciones Seguilí y Sácaras . Tramos C4 y C5.

C6: Margas y calizas nodulosas fosilíferas (Albiense Medio a Superior; unos 100 Ma). Su espesor supera los 250 m y se depositó también en un ambiente de plataforma abierta.

Figura nº 29: Calizas margosas nodulosas de la Formación Sácaras

En la siguiente figura se puede ver la columna sintética de esta serie estratigráfica (Yébenes at al 2010):

En la siguiente figura se puede ver esta columna interpretada en el acantilado de la Sierra Gelada:

Figura nº 30: Foto interpretación de la estratigrafia del acantilado de la Sierra Helada.

Sobre este sustrato mesozoico se depositaron varias unidades coluviales y eólicas (Fumanal y Yébenes, 1996), de edad pliocena y cuaternaria. Sus materiales cubren los taludes y llegan a adosarse a los cantiles.

Se observa la siguiente sucesión:

Megabrecha. Depósito de 2 a 6 metros de espesor constituido por grandes fragmentos angulosos (de hasta 4 m), procedentes fundamentalmente de la unidad cretácica C2. Se encuentra totalmente cementada y muestra una intensa karstificación. Aflora exclusivamente en el sector de Els Illots y se apoya directamente sobre un paleotalud desarrollado sobre la unidad margosa C1. Arranca de la base del cantil, a unos 200 m de altura, y se extiende hasta 20 m sobre el nivel del mar con una pendiente de unos 34º. Las características sedimentológicas indican que se trata de un depósito de abanico coluvial. No disponemos de datos precisos acerca de su edad, pero por correlación con otros depósitos similares, se atribuye al Plioceno Superior o alPleistoceno Inferior (hace unos 2 Ma).

Brecha rojiza. Depósito poco potente (aunque localmente, en el sector de Els Illots aparece rellenando incisiones de más de diez metros de profundidad que se encajan bajo el nivel del mar), moderadamente cementado y ligeramente arcilloso. Las características sedimentológicas indican que se trata de un depósito de orla coluvial. Se atribuye al Pleistoceno Medio (200.000 años) y es correlacionable con los depósitos del sistema aluvial G4 que aflora en otros puntos de la Serra Gelada.

Abanicos aluviales G4. Aflora en la vertiente noroccidental de la Serra Gelada y en sus márgenes NE y SW. Corresponden a depósitos de abanicos aluviales dominados por flujos de derrubios («debris flows»). A techo muestran una costra calcárea bien desarrollada del Pleistoceno Medio (200.000 años).

Eolianitas. Gran acumulación de arenas eólicas, cuyo volumen total supera los 16 hm³, que aparece sobre el talud del acantilado y llega a adosarse al cantil. Está constituido por dunas rampantes («climbing dunes») que ascienden hasta más de 200 m de altura sobre el nivel del mar. Fumanal y Yébenes (1996) han identificado cinco edificios dunares (gris, blanco, ocre, ocre claro y actual) cuya edad se extiende entre el Pleistoceno Superior (hace unos 100.000 años) y el Holoceno. Las eolianitas del edificio dunar blanco (que son las que ocupan un mayor volumen), muestran espectaculares laminaciones cruzadas.

Figura nº 31: Depósitos cuaternarios adosados al acantilado de La Sierra Helada

En el siguiente cuadro se resumen las estratigrafías de la Sierra Gelada según los diversos autores y publicaciones.

EDAD		VERA	YÉBENES	PT118	MAGNA
ALBIENSE (100,5 Ma)	Sup.		C6		Sacaras
ALBIENSE (100,5 Ma)	Inf.	Arroyo Los Anchos	C5		Sacaras
APTIENSE (113,0 Ma)	Clanyasiense		C4, C3	Seguilí	Arroyo Anchos
	Gargasiense		C2	Seguilí
	Beduliense		C1	Almadich
BARREMIENSE (121,4 Ma)	Sup.
BARREMIENSE (121,4 Ma)	Inf.
HAUTERIVIENSE (125,7 Ma)	Sup.	Cerro Lobo- Villares
HAUTERIVIENSE (125,7 Ma)	Inf.
VALANGINIENSE (136,2 Ma)	Sup.
VALANGINIENSE (136,2 Ma)	Inf.	Sierra Del Pozo		Sierra Del Pozo	Sierra Del Pozo
BERRIASIENSE (139.8 Ma)	Sup.
BERRIASIENSE (139.8 Ma)	Inf.
TITONIENSE			JC

La correlación entre las estratigrafías del IGME y de Yébenes anteriormente descritas, sería la siguiente:

Yébenes		IGME
C6	Alternancia de margas y calizas nodulosas	F. Sácaras	Alternancia de margas, calizas nodulosas y areniscas
C5	Margas calizas nodulosas y calcarenitas	F. Sácaras	Alternancia de margas, calizas nodulosas y areniscas
C4	Calizas con rudistas y ostreidos	Fm. Seguilí	Calizas de rudistas y corales.
C3	Margas y calizas arrecifales	Fm. Seguilí	Calizas de rudistas y corales.
C2	Areniscas calcáreas y calcarenitas	F. Seguilí Mb. Helada	Areniscas calcáreas y Calcarenitas.
C1	Alternancia de margas y calizas. Ammonites	F. Almadich	Alternancia de margas y margas calcáreas
JC	Calizas blancas	Fm. Sierra del Pozo	Calizas blancas con clypeinas.

L. Vilas et al, en el Libro del Cretácico de España, consideran que durante el Cretácico Inferior la Placa Ibérica comenzó a conformarse y que, en respuesta a la apertura del Atlántico Norte, sufrió una extensión cortical en todos sus márgenes produciéndose la individualización de la actual Zona Prebética en relación a la placa Ibérica. Este período comenzó con la fracturación (rifting) de la plataforma carbonatada jurásica y la llegada a la cuenca del primer flujo terrígeno importante, y su edad abarca desde el Berriasiense medio-superior hasta la parte inferior del Albiense superior. En la siguiente figurase puede ver la configuración paleogeográfica de la Península Ibérica durante el Cretácico Inferior:

Como consecuencia durante el Cretácico Inferior hay una alternancia de períodos con altas tasas de sedimentación con interrupciones sedimentarias y cambios laterales de espesor, en una tectónica extensional con rotación de bloques y génesis de semigrábenes. Las interrupciones regionales mayores, separan episodios sedimentarios con paleogeografías y evoluciones diferentes. La Unidad morfoestructural Jijona-Aspe-Alicante se localiza en el Dominio con continuidad sedimentaria Jurásico-Cretácico (o subsidente) también conocido Prebético Interno, con registro sedimentario continuo durante dicho período, aunque localmente presenta hiatos.

Se diferencian cinco episodios sedimentarios:

El Episodio K1 se corresponde con la etapa de fracturación de la plataforma carbonatada finijurásica. Su límite inferior se sitúa en la parte alta del Berriasiense medio o ya en el Berriasiense superior, según las zonas; se caracteriza por la llegada del primer flujo terrígeno importante. Su límite superior se localiza en la discontinuidad Valanginiense inferior-superior. Consta de dos grandes secuencias: la inferior (Berriasiense superior), con grandes y bruscos cambios de espesor, terrígena en la base y con desarrollo de una plataforma carbonatada a techo y la superior, de espesores más homogéneos, expansiva respecto a la inferior, que evoluciona de terrígenos en la base a una plataforma carbonatada agitada. Estos materiales son la Formación Serpis (Vilas et al., 1998) y se correlacionan con el Miembro superior de la Formación Sierra del Pozo.

En el Episodio K2 la sedimentación se reanuda después del anegamiento (drowning) que inundó la plataforma carbonatada en la totalidad del Dominio sedimentario subsidente. El límite superior en las zonas proximales se marca por un importante flujo de terrígenos en el Hauteriviense superior: las facies dominantes, margas y calizas de plataforma externa, forman tres secuencias de somerización, expansivas hacia el continente sobre la anterior, y terminan siempre con facies bioconstruidas. Componen la Formación Sierra Larga (Vilas et al., 1998) y se correlacionan con la Formación Cerro Lobo. En Alicante forman parte de la Formación Oliva (Vilas et al., 1998) o de la Formación Los Villares (Ruiz-Ortiz, 1980).

El Episodio K3 presenta dos conjuntos de facies: uno proximal con margas de carofitas, lignitos y pasadas de calizas someras que terminan en una plataforma carbonatada con abundantes requiénidos, y otro distal con margas con ammonites y pelagitas, sin que se vean términos intermedios a causa de la tectónica compresiva posterior. Su límite inferior varia desde Hauteriviense terminal al Barremiense inferior y el límite superior se sitúa dentro del Barremiense superior. Durante la interrupción basal comienza la extensión tectónica en el Dominio septentrional no subsidente con registro sedimentario lacustre de forma localizada (Formación La Huérguina, Vilas et al., 1982). En la zona de Cazorla estos materiales se incluyen en la Formación Arroyo de los Anchos (García-Hernández et al., 1982). En las zonas proximales de Murcia y Sur de Valencia componen la Formación Xaraco (Vilas et al., 1998) y en las zonas más meridionales están incluidos en la Formación Los Villares o en la Formación Oliva, salvo la plataforma somera del techo del episodio que pertenece al Miembro inferior de la Formación Llopis (Castro, 1998) en la región de Sierra Mariola

En el Episodio K4 se desarrollan las plataformas carbonatadas urgonianas, con abundancia y biodiversidad de rudistas, foraminíferos bentónicos y algas dasycladaceas en la plataforma protegida, así como corales y margas con ammonites en la plataforma abierta y zonas más distales. Su límite inferior siempre está dentro del Aptiense basal; el superior es una discontinuidad en la que falta parte del Clansayesiense (Aptiense superior) y el Albiense basal, salvo en Sierra Helada (Alicante) donde hay continuidad sedimentaria. La sedimentación marina sobrepasa por primera vez el límite entre los dominios subsidente y no subsidente, llegando a conectar con la cuenca Ibérica. Se reconocen numerosos cambios en la posición de la línea de costa, formando los materiales en su conjunto tres grandes secuencias; pertenecen a parte de la Formación Arroyo de los Anchos en la Sierra del Segura y a la Formación Caroch (Vilas et al., 1982) en Albacete-Murcia. En la zona norte de Alicante y puntualmente al S de Jumilla (Sopalmo), las calizas someras representadas por las Formaciones Llopis (Bedouliense inferior) y Seguilí (Aptiense superior) presentan una intercalación de margas con ammonites (Formación Almadich; Castro, 1998); esta unidad llega a abarcar, en las partes más meridionales desde el Barremiense superior hasta el Clansayesiense inferior.

El Episodio K5 se caracteriza por sus cambios de espesores y de facies, desde sedimentación continental terrígena, litoral con lignitos, plataforma mixta, hasta sedimentación pelágica con ammonites. Abarca desde el Albiense basal hasta la parte inferior del Albiense superior. Los sedimentos de este episodio están incluidos en la Formación Sácaras (Vilas et al., 1982) excepto la zona de sedimentación pelágica que forma parte de la Formación Represa (Van Veen, 1969).

ESTRUCTURA TECTÓNICA.

La Provincia de Alicante se caracteriza por la existencia de cuencas sedimentarias afectadas por una intensa deformación y rellenas por materiales de edad reciente (Tortoniense a Cuaternario). Estos accidentes pueden presentar saltos verticales de cientos y hasta miles de metros y parte de ellos se han producido en el Cuaternario.

El estudio de las fracturas de orden regional pone de manifiesto la existencia de varios sistemas de importancia regional que llegan a afectar a grandes extensiones de la Provincia:

a)-Un Sistema de dirección N 60 a E-W, que a su vez está dividido en dos subsistemas: uno de dirección N 60-70 y otro prácticamente E-W. Al primero pertenecen los accidentes de Cádiz-Alicante, Onteniente- Gandía y Castalla-Denia.

b).-Un Sistema de fallas NW-SE, también subdivisible en dos subsistemas: El primero, de dirección N 110-120, son fallas que actúan como sinistrorsas y conjugadas con el sistema anterior frente a compresiones de dirección E-W, funcionamiento que se invierte frente a compresiones N-S. A este grupo pertenecen el accidente Elche-Jumilla y el de Socovos, cuya prolongación alcanza el área de Torrevieja-Guardamar. El segundo subsistema es de dirección N 135-150, al que pertenecen corresponden el accidente del Medio Segura, las fallas de San Miguel de Salinas y asociadas, el accidente del Vinalopó y el de Bernia. Estas fallas de dirección N 135-150 son conjugadas con el sistema NE-SW. Parece ser que tuvieron una actividad relativamente reciente. Al mismo corresponden la falla de Alhama, las asociadas al accidente del Guadalentín-Serra Gelada, así́ como las fallas ligadas al extremo occidental del accidente Jumilla-Valdigna. Estas fallas debieron de actuar durante el Plioceno superior y el Pleistoceno.

En resumen, las deformaciones producidas desde el Tortoniense a la actualidad parecen ser debidas más a distensiones que a compresiones pues los saltos verticales son siempre mucho más patentes que los horizontales. Estos movimientos compresivos y distensivos corresponden, respectivamente, a aceleraciones y desaceleraciones del acercamiento África-Iberia y a movimientos E-W. Además, en numerosos casos la distención actúa de forma perpendicular a los esfuerzos compresivos. Los accidentes recientes tienen carácter polifásico, por lo que es corriente observar en un mismo plano de falla microestructuras que denotan esfuerzos verticales y horizontales.

Por su parte C. Sanz de Galdeano menciona tres sistemas de fracturación en la Cordillera Bética:

1.- Sistema N 70 E.

2.- Sistema N120-150 E o N 30-60 W.

y 3.- Sistema N 10-30 E.

Las fracturas más importantes corresponden al sistema N 70 E entre ellas la línea de contacto entre las zonas Externas e Internas, el accidente Cádiz – Alicante, el accidente Játiva-Alcaraz.

Figura nº 32: Principales fallas de la Provincia de Alicante.

Estructura tectónica de Sierra Helada:

La Sierra Gelada corresponde a un bloque levantado tectónicamente que en planta tiene una morfología rectangular alargada en dirección NE-SW y por lo tanto de dirección estructural Bética. Este bloque está limitado por cuatro grandes fallas. Así, su margen SE, que coincide con el acantilado principal de la Sierra, corresponde aproximadamente a una zona de falla, sísmicamente activa, que discurre paralelamente a la costa. El margen Noreste queda definido por otra falla que pone en contacto el Cretácico Inferior de la Serra Gelada con el Cretácico terminal Paleógeno de la depresión Benidorm-l’Albir. Esta falla también lleva asociada una cierta sismicidad. Las bruscas terminaciones del relieve, en los márgenes SW y NE, sugieren también un control tectónico ligado a fallas de dirección N120ºE, responsables de la subsidencia de las bahías de Altea (al NE) y Benidorm (al SW).

La estructura general es monoclinal, con estratificación de dirección N50ºE y buzamiento de 20 a 35º hacia el NW, tal como se puede ver en la siguiente imagen:

Figura nº 33: La Sierra Helada vista desde el sur. Se aprecia su estructura homoclinal inclinada hacia el oeste.

En la Sierra Gelada se han detectado dos alineaciones de epicentros sísmicos relacionadas con las fracturas de dirección SW-NE que la limitan y se pueden ver en la siguiente figura:

La falla de Sierra Gelada se correspondería con la línea submarina de fractura situada a corta distancia de la costa de Alicante y en la que se han identificado varios focos sísmicos submarinos (Villajoyosa, Alicante, Santa Pola y Tabarca), se trata de sismos débiles, pero frecuentes. El trazado de la línea sismotectónica queda fijado por los siguientes accidentes geológicos: brecha del Mascarat, costa rectilínea de Altea, falla de Sierra Gelada, islote de Benidorm, núcleos sísmicos de Villajoyosa y Alicante, fractura del Cabo de las Huertas y la fosa entre el Cabo de Santa Pola y el islote de Tabarca.

Así pues, la Sierra Gelada puede considerarse como un relieve estructural asimétrico, limitado por fallas.

Figura nº 35: Sistema de fracturas de la Sierra Helada (Alicante)

Además, de las fallas principales que limitan Serra Gelada, todo el relieve carbonatado está afectado por varias fallas normales cuyos saltos oscilan entre unos pocos centímetros y más de un centenar de metros. La gran mayoría de planos de falla, de geometría planar, son de alto ángulo, si bien en las intercalaciones margosas se producen los habituales fenómenos de refracción. A lo largo del acantilado se observan varias fallas entre las que destacan la falla de la punta de Les Caletes y la de la Punta Bombarda, ambas próximas a los extremos de la sierra, con saltos verticales de unos 150 y 170 m respectivamente.

Figura nº 36: Salto de la Falla de Punta Bombarda (Sierra Helada; Alicante)

Otras fallas normales destacadas son la de Els Illots, con 60 m de salto y la del Banc de Ribes, con 80 m de salto. Es importante destacar que las dos fallas con mayor salto (Punta de les Caletes y Punta Bombarda) están selladas por depósitos de abanicos aluviales pertenecientes al sistema aluvial G4 del Pleistoceno Medio. Además, a lo largo de todo el acantilado existen bandas multifracturadas en los sectores inmediatos a las fallas más importantes, de varias decenas de metros de anchura, en las que aparecen numerosas fallas normales de salto métrico y decamétrico.

LABORES MINERAS EN EL ALBIR.

En las proximidades de la Caleta de les Mines en el camino al Faro de L’Albir se localizan las instalaciones de una mina de ocre compuestas por los restos de unas construcciones, incluido un embarcadero cerca de la playa, las pilastras de un plano inclinado que servía para bajar el mineral desde la mina hasta el embarcadero desde donde llevaba en barcazas hasta los barcos, anclados en la bahía, para su exportación.

Figura nº 37: Caleta de la Mina y Cabo Estufador (Sierra Helada; Alicante)

La mina está situada en el término municipal de Alfas del Pi siendo las coordenadas de la mina:

X= 756,874

Y= 4.272.428

Z= 60 msnm.

Figura nº 38: Mapa Topográfico con la situación de las minas de ocre. Sierra Helada.

La principal de las labores mineras se puede reconocer desde el camino que conduce al faro de L´Albir donde destacan, en la ladera de un pequeño barranco, por el llamativo color rojo de las escombreras con mineral de ocre. También hay otras explotaciones más pequeñas en el barranco que discurre inmediatamente al oeste, tal como se puede ver en el mapa de la figura anterior.

Figura nº 39: las minas de ocre vistas desde el camino al faro (Sierra Helada)

La mina se localiza en la confluencia de dos barrancos está compuesta por una serie de oquedades y galerías poco profundas de donde se extraía el mineral de ocre rojo. El mineral se encuentra en calizas muy fracturadas y karstificadas que corresponden al miembro superior carbonatado de la Formación Seguili o tramo C4 de la estratigrafía de Yébenes.

Figura nº 40: Bocamina en calizas masivas, con rudistas y muy carstificadas de la Formación Seguilí o tramo C4.

Las primeras labores mineras en Serra Gelada fueron realizadas por los fenicios y, posteriormente, por los romanos. En tiempos modernos esta mina (Mina San Francisco) comenzó a explotarse a finales de los años 40 del siglo XX, manteniéndose su explotación, muy rudimentaria y artesanal, hasta finales de los 70.

Figura nº 41: Pilastras de mampostería sobre las que se apoyaba el plano inclinado que
llevaba el mineral de la mina al embarcadero. Sierra Helada.

Su laboreo estuvo dedicado a la obtención de ocres que se destinaban a diversas fábricas de pigmentos y colorantes. El ocre ha sido utilizado como colorante y pigmento desde la prehistoria (en las pinturas rupestres de Altamira y Lascaux y como pigmento corporal) y en las antiguas civilizaciones (por ej. Egipto y Grecia) como colorante para alfarería y pinturas.

A mediados del siglo XIX Don José Oriol Ronquillo describía el ocre de la siguiente manera: Sustancia arcillosa colorada, lo más ordinariamente en amarillo, a menudo rojo y a veces en pardo por una cierta cantidad de peróxido o de hidróxido de hierro. El ocre rojo está compuesto de arcilla y oligisto, el ocre amarillo y el pardo están formados de arcillas y limolita.

En esta mina existe un predominio de ocres rojos sobre los de otras tonalidades. La denominación genérica “ocres” (del latín ochra) corresponde a mezclas de óxidos y/ o hidróxidos de hierro con arcillas. Puede considerarse al ocre rojo como la variedad terrosa roja de la hematites (Fe₂ O₃), mientras que el ocre amarillo, comúnmente denominado limonita (FeO·OH. nH₂O), es una variedad terrosa, aparentemente amorfa e hidratada, de color y raya amarillenta compuesta por hidróxidos de hierro (goetita y lepidocrocita) e impurezas.

Figura nº 42: Mineral de ocre rojo en el que aun quedan restos de goetita de color negro.
Minas del Albir, Sierra Helada (Alicante).

Geológicamente, los ocres son depósitos secundarios que pueden aparecer constituyendo el suelo, o como capas superficiales y altamente oxidadas de menas de algún mineral impregnadas con una sustancia pigmentada de aquel, por lo general, esas sustancias son óxidos o hidróxidos de hierro. El diminuto tamaño de las partículas pigmentadas del ocre permite pulverizarlo hasta un grado muy fino sin que pierda su color.

El óxido y el hidróxido de hierro están presentes en la mayoría de los ocres asociados a menas de hierro y de cobre que constituyen los depósitos primarios. Los depósitos secundarios, que son los suelos ricos en óxido e hidróxido de hierro, pueden cubrir grandes extensiones, pero el ocre que contienen suele ser menos puro. También las aguas subterráneas ricas en hierro pueden dar lugar a la formación de ocre al filtrarse hacia humedales, lagos y cursos de agua efímeros.

Figura nº 43: Oligisto terroso.

El Rojo de ocre, conocido como almagra o almazarrón, es una tierra de un tinte o color más o menos subido que se emplea en pintura para hermosear los ladrillos de las habitaciones. A la que se vende ordinariamente en el comercio como ocre rojo se le ha dado un matiz conveniente calcinándola en un crisol tapado, durante esta operación el fuego se aumenta gradualmente y después de concluida la lava la tierra con mucha agua. Esta tierra para ser de buena calidad debe de ser limpia, frágil y de color subido.

Las labores se disponen a favor de fracturas que forman parte de un sistema de fallas directas de dirección prácticamente N-S y que ocasionan uno de los escalones que forman el acantilado del Cabo de L´Estufador (Fallas de LÁlbir y de Punta Bombarda). Estas fallas ocasionan el afloramiento de las calizas con orbitolinas y rudistas de la Formación Seguilí (C4) en las que arman los depósitos de ocres producto de la alteración de minerales de óxidos de Fe.

Figura nº 44: Mineras de He (hematies y oligisto) alterado a ocre rojo. Punta del Albir.

Los minerales se encuentran rellenando fracturas que forman un entramado, más o menos irregular, de vetas mineralizados de hierro alterado a ocre rojo.

Figura nº 45: Mapa geológico esquemático con la posición de las principales fracturas y de
las mineralizaciones de ocre.

El mineral de Fe y ocre se encuentra en filones subverticales, de formas irregulares y grosor decimétrico, formados por hematites (oligisto) muy alterado a ocre terroso rojo, tal como se observa en la siguiente fotografía:

Figura nº 46: Veta de mineral de hierro, muy alterado, atravesando subverticalmente un
nivel de calizas (camino al Faro del Albir; Sierra Helada).

Las vetas mineralizadas pueden presentarse en forma de un denso entramado, sustituyendo en gran parte a las calizas que las hospedan:

Figura nº:47 Masas de mineral de Fe (hematítes y oligisto) alteradas a
ocre, emplazadas en calizas de la Formacion Seguilí (Camino del Faro
del Albir; Sierra Helada).

En las calizas intensamente karstificadas que aparecen en el fondo de los valles se acumulan en grandes bolsadas que han sido objeto de aprovechamiento minero, tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía:

Figura nº 48: Mineralizaron de ocre aprovechada mediante una excavación
poco profunda. Minas del Albir (Sierra Helada).

Según algunos autores (A. Yébenes en Geolodia 08) Estos yacimientos se formaron a partir de las sustancias, principalmente hierro, disueltas en el agua que circularon por las fracturas de la roca hasta precipitar en ellas. Pero también cabe la posibilidad que el ocre se formara por la alteración de los filones de mineral de Fe (hematites u oligisto) y que se acumularan en niveles carbonatados carstificados inferiores, posiblemente por la circulación de aguas subterráneas, tal como parece indicar el depósito de ocre cubierto de una gruesa cubierta de calcita que se puede ver en la siguiente fotografía:

Figura nº 49: Mineral de ocre cubierto por un deposito de calcita carstica.

RESUMEN:

La ruta que lleva desde Altea al faro del Albir es un fácil y agradable paseo a la orilla del Mediterráneo en una de sus zonas más turísticas y a la vez un geositio de gran interés estratigráfico y mineralógico.

Figura nº 50: Camino al Faro del Albir recorriendo casi completa la Formación Seguilí (Miembros Helada y Superior). Se pueden apreciar todo un abanicos de estructuras
sedimentarias (Sierra Helada: Alicante).

La disposición geológica permite que a lo largo de esta ruta se pueda acceder a un perfil completo de la Formación Seguilí del Aptiense.

Figura nº 51: Perfil geologico de la Sierra Helada (Alicante).

La excelente exposición geológica se completa con la existencia de un conjunto minero dedicado a la extracción de ocre, conjunto de fácil visita por la proximidad de las minas al camino y la presencia de filones de mineral en la misma ruta.

Figura nº : Masa mineralizada y pequeña galería (Minas de El Albir).

BIBLIOGRAFIA:

La Formación Almadich en la Sierra de Mariola: caracterización litológica, bioestratigráfica, geoquímica y mineralógica (Aptiense inferior, Cordillera Bética, Alicante). J.M.Castro et al. 2014.

La Formación Sácaras (Albiense p. p.) en el Prebético de Alicante. J. M. Castro, et al.2004.

El Cretácico de España (J.A. Vera, 1982).

Itinerario Sierra Helada – Sierra Cortina. J.A. Marco Molina et al. 2022.

Hoja 848 (Benidorm) del MAGNA (IGME).

IELIG PT 118 Sierra Gelada.

Development of carbonate platforms on an extensional (rifted) margin: the Valanginian–Albian record of the Prebetic of Alicante (SE Spain). J.M. Castro* et al. (2008)

Geología y geomorfología del Lago de Sanabria (Zamora)

2023-12-19T09:03:00.000-08:00

En esta entrada del blog se describirá, desde el punto de vista geológico y geomorfológico, uno de los mejores sitios de España para hacer turismo geomorfológico glaciar: el Lago de Sanabria y la cuenca del Rio Tera que se localizan en el NW de la Península Ibérica en la Provincia de Zamora, lindando con Galicia, dentro del Parque Natural del Lago de Sanabria y de las Sierras Segundera y Porto.

Al Lago de Sanabria se accede por la carretera autonómica ZA-104, carretera que se coge en el desvió de la Autopista A-52 (Autovía de las Rías Bajas) en Puebla de Sanabria, tal como se puede ver en el siguiente mapa esquemático:

Figura nº 1: Mapa esquemático de la zona del Lago de Sanabria (Zamora)

Esta carretera (ZA-104) discurre por el valle del Río Tera y nos llevara hasta el pueblo de Ribadelago. La carretera ZA-103 nos permitirá acceder a San Martin de Castañeda en la otra parte de este lago y luego acceder a la zona de la Laguna de Los Peces.

El relieve de la zona del Lago de Sanabria es de media montaña con relieves poco abruptos, salvo en los valles mas profundos (Cañón del Tera) o en las partes mas elevadas (Sierra de La Cabrera):

Figura nº 2: Relieve de la zona del Lago de Sanabria (Zamora). Montañas suavizadas por
el modelado glacial.

El Parque Natural del Lago de Sanabria tiene una extensión superficial de 22.679 Ha ampliadas posteriormente a 32.302 al incorporar a las Sierras Segundera y Cabrera, las cotas oscilan entre los 1.000 msnm en la lámina de agua del lago y los 2.127 msnm de Peña Trevinca. En el Parque se localizan 20 lagos glaciares de los que el mayor de todos es el Lago de Sanabria o de Ribadelago con una extensión de 318,7 ha que lo convierten en el mayor lago glaciar de la Península Ibérica. Además, en la cuenca hidrográfica del Lago hay también 6 embalses artificiales.

Figura nº 3: Mapa turístico de Sanabria (Zamora)

Figura nº : Tªs y pluviometria en la
estación de Ribadelago del INM..

El clima del entorno del Lago es de tipo Mediterráneo húmedo con una pluviometría anual de 1.400 mm (2.000-600 mm), concentrada en invierno (noviembre-enero), y una temperatura media de 8,1ºC con inviernos muy fríos y largos estiajes por lo que el bosque dominante esta formados por robles o carballos (Quercus pyrenaica) muy adaptados a estas duras condiciones climáticas y al tipo de suelo.

En la figura de la derecha se pueden ver las características térmicas y pluviométricas de la Zona del Lago de Sanabria basadas en las medidas de la estación de Ribadelago del Instituto Nacional de Metereología (INM). Las características climáticas de Ribadelago son las siguientes: de enero a marzo el clima es fresco y muy húmedo, en abril es fresco y húmedo, durante mayo, junio, julio y agosto el clima es templado y seco, en septiembre y octubre es templado y húmedo y en noviembre y diciembre fresco y muy húmedo.

Figura nº 4: Bosque de cárbayos (Quercus pirenaica) en los alrededores del Lago de
Sanabria. Los arboles crecen sobre un suelo muy pobre procedente e la meteorización
de rocas ígneas (granitoides).

A partir de los 1.500 metros de altura la vegetación se fhace más escasa destacando los pequeños arbustos (brezos y piornos) y plantas aromáticas y el musgo Sphagnum que se puede acumular en las lagunas endorreicas dando lugar a turberas.

Figura nº 5: Brezos, una de las plantas mas abundantes en las montañas que rodean al
Lago de Sanabria, junto a los también muy abundantes piornos.

En las muchas lagunas que hay por todo el Parque natural se desarrolla una vegetación de ribera adaptada al clima, tal como se puede ver en la siguiente fotografía:

Figura nº 6: Vegetación de ribera en la Laguna de los Peces (Sanabria)

Figura nº 7: Castaño con tronco hueco.

Los castaños se han aclimatado muy bien, son muy abundantes y muchos de ellos son centenarios pudiendo alcanzar grandes dimensiones como los que hay en el Santuario de la Virgen de Alcobilla en San Justo.

Debido a la presión turística no es fácil observar fauna en el entorno del Lago de Sanabria, aunque en el lago hay peces (truchas) y aves acuáticas, también se pueden ver reptiles como la culebra de agua o viperina muy hábil para nadar y bucear (ver fotografía nº 8).

EL LAGO DE SANABRIA:

El Lago de Sanabria es el mayor lago glaciar de España y se localiza en el Valle del Río Tera, al pie de la Sierra Segundera. El origen de la cuenca lacustre es debido al avance y la excavación glaciar sobre los terrenos ígneos (granodioritas) y metamórficos (Gneises Ollo de Sapo).

La cuenca que drena al lago, a través del Río Tera, tiene una extensión superficial de 106 Km², incluyendo sus afluentes Cárdena y Segundera, y si incluimos los pequeños arroyos laterales, que van directamente al lago, asciende a 122 Km².

Figura nº 8: Culebra de agua nadando en las transparentes aguas del Lago de Sanabria.

Figura nº 9: Mapa de altitudes.

La máxima altura de la cuenca, en el limite con Galicia, es la Peña Trevinca de 2.127 m.s.n.m. y el desnivel total de la cuenca es de 1.123 metros. En la figura de la izquierda se puede ver el mapa de altitudes del Lago de Sanabria y de las cuencas de los Ríos Tera, Cárdena y Segundera.:

El Lago de Sanabria es alimentado por el Río Tera que desemboca en la parte occidental del mismo (en el paraje de Rocas Negras) mientras que en la orilla contraria se produce el drenaje del lago por el mismo rio. Este río nace en un circo glacial en la vertiente meridional de la Peña Trevinca y discurre hacia el sur a través de un valle glacial abierto hasta la Cueva de San Martin, donde el cauce se encaja en el terreno y en una corta distancia, mediante una serie de cascadas, baja 300 metros de cota. El Rio Tera se une con los ríos Cárdena y Segundera en Moncabril para desembocar en el Lago de Sanabria en Ribadelago Nuevo. En la siguiente figura se puede ver la ortofoto con el tratado del Río Tera.

Figura nº 10: La cuenca hidrográfica del Río Tera y el lago de Sanabria (Zamora)

Figura nº 11: Monumento a las víctimas.

En el Rio Tera ocurrió una de las mayores inundaciones catastróficas de España cuando, el 9 de enero de 1959, se produjo la rotura de la Presa de la Vega del Tera. La riada torrencial causada por la rotura de la presa produjo una riada que arraso el pueblo de Ribadelago matando a 144 de sus 532 habitantes y destruyéndolo casi completamente. Este desastre se conmemora en un monumento en el mismo Ribadelago. El lago de Sanabría tiene una forma alargada, en el sentido del antiguo flujo del hielo (W-E), con 3.178 metros de longitud y ocupando una superficie de 3,6 kilómetros cuadrados con un perímetro de 11.000 metros.

El lago contiene un volumen máximo de agua de 99,11 hectómetros cúbicos y topográficamente se divide en dos cubetas: la cubeta occidental con 51 metros de profundidad y la cubeta oriental con 49,91 metros de profundidad, ambas cubetas separadas por un umbral topográfico. La lamina de agua se sitúa a una cota de 1.004 msnm. En la siguiente figura se puede ver el modelo batimétrico digital del lago.

Figura nº 12: Modelo Batimético digital del Lago de Sanabria (Zamora).

El lago presenta escarpes en sus bordes septentrional y meridional, y zonas mas llanas en sus bordes oriental y occidental. En su borde occidental se localiza un relieve glacial o horn: el Peñón de El Castro de cota 1.097 m.s.n.m.

Figura nº 13: La Peña del Castro un horn situado en la parte occidental del Lago de
Sanabria formado por rocas ígneas (granitoides).

Como ya se ha mencionado ademas del Lago Grande (Lago de Sanabria) en las montañas circundantes aparecen un conjunto de lagunas mas pequeñas de entre las que destaca por su accesibilidad la Laguna de los Peces situada a una cota de 1.700 msnm es decir 700 metros por encima del Lago de Sanabria:

Figura nº 14: La Laguna de Los Peces (Sanabria; Zamora)

El Lago y su entorno constituyen una importante atracción turística, exclusivamente de verano, basada en el turismo de playa, sin embargo, su vertiente geoturística no está la suficientemente promocionada.

Figura nº 15: Playa de arena y grava situado en la orilla oriental del Lago de Sanabria.

CARACTERIZACIÓN GEOLÓGICA DE LA ZONA DE SANABRIA;

La zona del Lago de Sanabria sufrió una larga evolución paleogeográfica que abarca todo el Paleozoico inferior entre el Cámbrico Inferior y el Carbonífero. Durante el Paleozoico la Zona Centroibérica (ZCI), en la que se sitúa Sanabria, estaba situada en el borde del continente de Gondwana, mientras que la Zona Ossa Morena podría haber constituido el microcontinente de Armórica, más o menos próximo a Gondwana y la zona Subportuguesa seguramente formó parte de otro microcontinente, Avalonia, separado de Gondwana.

Materiales claramente anteriores al Paleozoico (más de 570 Ma) no llegan a aflorar en la zona de Sanabria. Los materiales de esa época que afloran en otras zonas del Macizo Ibérico se depositaron en un medio marino en el margen continental del supercontinente de Gondwana en forma de turbiditas con una importante aportación magmática (plutónica y volcánica) calcoalcalina. El tipo de sedimentación y la actividad magmática indican que el Macizo Ibérico formó parte del margen continental de Gondwana y que la actividad ígnea calcoalcalina estuvo relacionada con un margen activo situado sobre una zona de subducción. Estos materiales se plegaron antes del inicio del Cámbrico durante la Orogenia Cadomiense y produciéndose, simultáneamente, el metamorfismo de estos materiales y las intrusiones de granitoides.

Desde un punto de vista regional la zona de Sanabria se encuadra dentro del Orógeno Varisco de Europa Central tal como se puede apreciar en la siguiente figura:

El Orógeno Varisco responsable de la formación del Macizo Ibérico es el producto de la colisión de varias placas tectónicas: Armónica, Avalonia y de los supercontinentes Gondwana y Laurussia. Esta colisión dio lugar a una cobertera sedimentaria plegada y volcada en direcciones opuestas a partir de una zona axial o de sutura donde hay intrusiones magmáticas y un intenso metamorfismo, esta zona ha sido expuesta por la erosión del orógeno. Las zonas Cantábrica (ZC) y Asturoccidental Leonesa (ZAOL) corresponden con el flanco norte del orógeno varisco, mientras que las zonas Ossa Morena (ZOM) y Sudportuguesa corresponden a su flanco sur. La zona axial del orógeno varisco se correspondería con la zona Centroibérica (ZCI).

Figura nº 18: Zonificación del Orogeno Varisco.

Dentro de la división en zonas del NW de la Península Ibérica realizada por Martínez-García y Quiroga en 1993 la zona de Sanabria se localiza en el Dominio del Ollo de Sapo, tal como se puede ver en la siguiente figura:

Figura nº 19: Esquema de Unidades Geológicas.

En la división del Macizo Ibérico en zonas, realizada por Julivert en 1974, Sanabria queda situada dentro de la Zona Centroibérica (ZCI) la más extensa y heterogénea de todas y que constituye el dominio autóctono más interno del Macizo.

En la ZCI se pueden distinguir dos dominios, uno nororiental y otro meridional:

-El Dominio nororiental o Dominio de los Pliegues recumbentes o de “Ollo de Sapo” (DOS): está caracterizado por los pliegues son tumbados y vergentes hacia el E y NE y la existencia de extensos afloramientos de gneises glandulares preordovícios, de abundantes macizos graníticos sinorogénicos y por la existencia de zonas con metamorfismo regional de alto grado rodeado por zonas con materiales con un grado metamórfico regional más bajo.

-El Dominio meridional o Dominio del Complejo Esquisto-grauváquico: se caracteriza por la existencia de extensos afloramientos de pizarras y grauvacas previas al Ordovícico Inferior, abundantes macizos graníticos tardi y postectónicos y de amplias zonas con metamorfismo de grado muy bajo a bajo, así como pliegues con una vergencia poco definida.

El área del Lago de Sanabria se encuentra en la mitad septentrional de la Zona Centro ibérica y más concretamente dentro de la parte NW del Dominio del “Ollo de Sapo” (DOS) formando parte del “Antiforme del “Ollo de Sapo”, tal como se puede ver en la siguiente figura:

Figura nº 20: División en zonas del Macizo Ibérico (Julivert) y situación de Sanabria.

El rasgo geológico más característico de la zona del Lago de Sanabria lo constituye el gran volumen de rocas gnéisicas aflorantes conocidas como la Formación “Ollo de Sapo”. En el NW peninsular los gneises “Ollo de Sapo” ocupan el núcleo de una estructura antiformal varisca, situada en el NE de la Zona Centro ibérica (ZCI), muy próxima al límite con la Zona Asturoccidental Leonesa (ZAOL), estos gneis aparecen en un afloramiento continuo que se extiende desde la costa de Lugo hasta desaparecer bajo los materiales terciarios de la cuenca del Río Duero (Zamora). Se trata de una estructura compleja formada por la interferencia de dos fases variscas, la primera de pliegues recumbentes con vergencia este y la última de pliegues verticales, por lo que a menudo se ha descrito como Anticlinorio del “Ollo de Sapo”. En el flanco Norte del antiforme o anticlinorio del “Ollo de Sapo” se encuentra el sinclinorio del Sil-Truchas, mientras por el Sur, se encuentra flanqueado por el Sinforme de Alcañices.

Figura nº 21: Dominios en la Zona Centroibérica (ZCI).

En la siguiente figura se puede ver un esquema geológico del Dominio de Ollo de Sapo en el sector de Zamora:

Figura nº 22: Esquema geológico del sector de Zamora del Dominio de Ollo de Sapo.

Los gneises fueron denominados “Ollo de Sapo” por Hernandez Sampelayo (1922) usando una expresión local derivada de la presencia de glándulas (“ojos”) de cuarzo de color azulado, dentro de una matriz esquistosa de color oscuro.

La zona Noroccidental de la Península Ibérica es una de las mas complejas estructural y estratigráficamente de España ya que en ella se sitúa la parte central del orógeno varisco en la siguiente figura se puede ver un mapa geológico resumido de este zona con dos cortes geológicos que muestran la complejidad estructural de la misma:

Figura nº 23: Mapa geológico general del NW de la Península Ibérica.

En la siguiente figura se puede ver el mapa geológico de detalle de la zona mas próxima al Lago de Sanabria según la cartografía geológica del IGME:

Figura nº 24: Mapa geológico del entorno del Lago de Sanabria (Zamora). Fuente: IGME.

ESTRATIGRAFIA.

SERIE DE “VIANA DO BOLO”.

Los materiales mas antiguos del Dominio del Ollo de Sapo están constituidos por una serie litológica que aflora en el extremo occidental de la zona de Sanabria, en el núcleo de un domo gnéisico en la localidad de Viana do Bolo. Los materiales de esta serie están constituidos por rocas altamente metamórficas que incluyen gneises migmáticos bandeados, micaesquistos con granate, mármoles, rocas de silicato de calcio y algunas anfibolitas, presentan una fuerte deformación y un alto grado metamórfico, llegando la facies de las anfibolitas, por lo que las litologías, texturas y estructuras originales se han perdido lo que dificulta su estudio. El espesor mínimo de la serie se estima en 1.500 metros, de los que los 200-250 metros inferiores están formados por areniscas y cuarcitas feldespáticas

No obstante, la complejidad de la zona, se han podido diferencian y cartografiar tres unidades litológicas cámbricas bien contrastadas: las cuarcitas de Dradelo, los micaesquistos con granate y los gneises bandeados.

Figura nº 25: Columna litoestratigráfica general de la zona del Lago de Sanabria.

Según Arias et al 2002 la parte inferior de la Serie de Viana de Bolo, formada por una alternancia de pizarras, cuarcitas y calizas, se considera del Cámbrico temprano. La parte superior de esta serie esta formada por gneises migmatíticos con algunas capas de silicato cálcico que pertenecían al Cámbrico medio y superior o incluso al Ordovícico Inferior. Esta serie se puede correlacionar estratigráficamente con la que aparece en la adyacente ZAOL, así la parte inferior de la serie que esta formada por un conjunto de 200 metros de espesor de areniscas feldespáticas, cuarcitas y microconglomerados en capas tabulares con granoselección, laminaciones cruzadas y arenicolites que serian correlacionables con la parte superior del Grupo Candana, concretamente con las Cuarcitas Superiores. Por encima de estas areniscas se encuentran 500 metros de filitas y esquistos grises con algunas intercalaciones métricas de cuarcitas con arenicolites que se correlacionan con las conocidas Capas de Transición de la ZAOL.

Por encima de los materiales asociados al Grupo Candana se sitúa un tramo de 50 metros de grosor formado por calizas, dolomías y rocas calcosilicatadas, a veces totalmente silidificadas y transformadas en chert. Considerando las facies y los resultados de los estudios isotópicos realizados estos carbonatos se corresponderían con la Caliza de Vegadeo de la ZAOL. Sobre estos carbonatos se sitúa una alternancia de areniscas, cuarcitas y pizarras con un grosor comprendido entre los 200 y los 450 metros . Estos materiales pasan gradualmente a la Formación Ollo de Sapo, una unidad constituida por gneises glandulares félsicos con intercalaciones de gneises microglandulares y de filitas con cuarzoesquistos con un grosor comprendido entre los 1.200 y los 2.600 metros.

En Sanabria, por encima de los gneises Ollo de Sapo, y de modo gradual se sitúan entre 400 y 1.000 metros de pizarras y areniscas de la Unidad conocida como "Capas de los Montes" que a techo presentan un nivel cuarcítico (La Cuarcita Armoricana), niveles equivalentes a las formaciones Puebla y Culebra.

D. Arias et al asimilan toda la serie metasedimentaria situada por encima de la Caliza de Vegadeo se correlaciona con la Serie de los Cabos de la ZAOL. Los niveles mas modernos de la serie metasedimentaria están formados por pizarras negras satinadas asimilables a la Formación Luarca del Ordovícico medio y a las areniscas y pizarras de la Formación Agüeria del Ordovícico Superior.

Figura nº 26: Columna litoestratigráfica de la zona de Sanabria (D. Arias et al).

A continuación se describirá la serie estratigrafica de la zona de Sanabria de una manera mas detallada:

Cuarcitas de Dradelo.

Se trata de 200 a 250 metros de areniscas feldespáticas, cuarcitas y microconglomerados siendo los materiales son los más antiguos que afloran en la zona (Cámbrico Inferior a Proterozoico Superior). Son de color gris azulado, blancuzcas por alteración y muestran un tableado muy característico por la alternancia de delgadas capas de areniscas feldespáticas y cuarcitas con tonos blancos con capas de micaesquistos o gneises micáceos de color oscuro (rojizo a pardo) en pasadas milimétricas a centimétricas. Es frecuente que en los niveles de grano más fino aparezca un punteado de color blanco, que corresponde a cristales de feldespato potásico y/o plagioclasa. También aparecen cristales aciculares de turmalina. Hacia la parte más alta de la serie se encuentran capas de cuarcitas de grano grueso y microconglomeráticas.

Materiales correlacionables con las Cuarcitas de Dradelo son las Cuarcitas de Cándana de la Zona Asturoccidental-Leonesa. Su edad se considera que seria Cámbrico Inferior.

Micaesquistos con granate.

Sobre la anterior Unidad reposan unos micaesquistos con abundantes cristales de granate de 1 a 4 mm de diámetro. Estos micaesquistos se encuentran formando una orla prácticamente continua sobre las cuarcitas de Dradelo, pero también aparecen intercalaciones de materiales similares dentro de los gneises bandeados y de las propias cuarcitas. Arias et al. mencionan la existencia de bancos métricos de cuarcitas con Arenicolites sp. y dan a esta formación un espesor de 500 metros correlacionándola con las Capas de Transición de la parte superior del Grupo Candana de la ZAOL y adjudicándoles una edad Cámbrico Inferior.

Gneises bandeados.

Estos materiales se encuentran estratigráfica y estructuralmente sobre las areniscas feldespáticas y cuarcitas de Dradelo y también sobre los micaesquistos con granate, a las que jalonan. Se diferencian de los ortogneises migmatíticos de la Formación “Ollo de Sapo” porque tienen intercalaciones de capas y “boudins” de materiales carbonatados (calizas, mármoles y dolomías), “boudins” de cuarcitas anfibólicas y gneises anfibólicos junto a intercalaciones de capas de areniscas feldespáticas, en especial a techo de la serie. Los carbonatos (mármoles) aparecen dispersos por esta Unidad ("gneises bandeados de la Serie de “Viana do Bolo”), en afloramientos cuyo tamaño varía desde pequeños lentejones, boudines o enclaves, hasta cuerpos de espesor métrico a decamétrico, cartografiables. Los niveles de mármoles más gruesos presentan un aspecto masivo, son tamaño de grano grueso a muy grueso, recristalizados. Pueden presentar tanto facies calcáreas muy puras como otras más dolomíticas

Además de los Mármoles se diferencian las Capas de rocas calcosilicatadas que se presentan en forma de “boudins”, más o menos estirados según la lineación mineral. Se diferencian dos tipos de rocas calcosilicatadas, atendiendo al color y tamaño de grano. El primer tipo tiene una matriz de grano fino, de color oscuro (gris oscuro a tonos azulados) y presenta un moteado de color rojizo producido por abundantes cristales de granate, con un tamaño de 1 a 4 mm. Este tipo se describe como boudines granatífero-piroxénicos. El segundo tipo tiene una matriz de color blanco, con un tamaño de grano mayor que los anteriores, en la que destacan unos cristales de gran tamaño y color negro que corresponden a anfíboles. Estos materiales son descritos por Capdevila (1969) como “gneis a amphiboles en gerbes” y por Martinez Garcia (1973) como gneises anfibólicos.

ARIAS et al. (2002) correlacionan estos mármoles con la Caliza de Vegadeo y sobre ellos reposaría una sucesión de areniscas, cuarcitas y pizarras que correlacionan con las Capas de Los Montes, de la serie de la ZAOL.

FORMACION OLLO DE SAPO.

La Formación Ollo de Sapo, es una Unidad, que se superpone a la, antes descrita, Serie de Viana do Bolo, y se trata de una secuencia de origen volcánico. Debido al intenso plegamiento que presenta su espesor real es imposible de determinar y además también es posible que ese espesor presente grandes variaciones debido a la geometría de los edificios volcánicos que constituyen la formación. Su espesor aparente es de 3.000 metros con un máximo de 4.500 metros y un mínimo de 2.000 metros.

Figura nº 27: Esquema idealizado de los domos de Sanabria en los que se encuentra la Formación Ollo de Sapo.

Esta Unidad aflora a lo largo de una franja alargada que se localiza en la parte septentrional de la Zona Centroibérica desde el Mar Cantábrico (O Vicedo, Viveiro) hasta Puebla de Sanabria donde desaparece debajo de la cobertera terciaria de la Meseta Castellano-Leonesa hasta reapacer en Hiendelaencina (Guadalajara).

Figura nº 28: Esquema cartografico del borde septentrional de la ZCI.

El IGME en la Hoja del MAGNA de Sanabria, divide a esta formación en dos facies principales que se subdividen en varias subfacies, a saber:

1.- Facies de Megacristales; caracterizada por la presencia de megacristales idiomorfos de feldespatos y de cristales de cuarzo azul que dan origen al nombre de la Formación: "Ollo de Sapo".

1.1.- Subfacies Inferior de megacristales: se localiza en las inmediaciones de Ribadelago y se trata de un gneis con megacristales idiomorfos de ortosa de hasta 15 cm con maclas en damero o como bolas.

1.2.- Subfacies superior de megacristales: esta caracterizada por la presencia de abundantes cristales ese feldespatos pero de tamaño mas pequeño que los de de la subfacies inferior. Estos cristales están englobados en una matriz de color negro formada por micas y cuarzo.

Figura nº 29: Gneis con megacristales de feldespato.

2.- Facies de grano fino: con la misma composición mineralógica que la facies de grano grueso. Se distinguen varias subfacies según sus concentraciones.

2.1.- Subfacies feldespática: corresponde con rocas verdosas o gris azuladas compuestas por feldespatos, cuarzos azules y micas biotitas.

2.2.- Subfacies esquistosas o pelíticas: se trata de rocas claras verdosas o amarillentas formadas por micas (biotita, moscovita y clorita), cuarzos azules y pocos feldespatos.

2.3.- Subfacies cuarcíticas; formadas por intercalaciones de cuarcítas feldespáticas en las facies de grano fino.

Figura nº 30: Gneis con cristales de feldespatos (Facies de Grano fino). Lago de Sanabria.

Litoestratigrafía.

La Formación Ollo de Sapo costa de varios tipos diferentes de rocas subvolcánicas, volcánicas y volcaniclásticas que incluyen; gneises glandulares, tobas epiclásticas. tobas de grano grueso, ignimbritas soldadas y metariolitas, dispuestas en dos edificios ígneos separados por una delgada capa de algunas decenas metros de espesor de rocas sedimentarias, principalmente pizarras grises muy similares a las que componen las Capas de Los Montes. El Edificio inferior aflora al oeste del meridiano de Puebla de Sanabria, mientras que el edificio superior ocupa la parte oriental.

En la actualidad hay una amplia coincidencia sobre la existencia de un evento ígneo de carácter ácido, con actividad volcánica, subvolcánica y plutónica, en él transito del Cámbrico al Ordovícico. A partir de las relaciones de campo y de la petrografía se han diferenciado, dentro de la Formación “Ollo de Sapo”, una serie de grupos litológicos entre los que se encuentran los ortogneises glandulares y una secuencia volcánica y volcanosedimentaría cuyas características texturales, estructurales y composicionales sugieren un origen común.

Dentro de la Formación “Ollo de Sapo” se diferencian:

Ortogneises glandulares ("augen gneis")

Son el tipo de roca mas característico de los domos volcánicos. Se trata de rocas metamórficas con estructura porfídica que contienen grandes cristales de feldespatos potásicos (ortosa) de 5 a 7 cmts de largo pero que, en algunos casos pueden llegar a alcanzar los 15 cmts. Los cristales de feldespatos son ovoides o euédricos mostrando, a menudo, la macla de Carlsbad. Los cristales de plagioclasa son euédricos de 1 a 2 cmts de largo y en sus bordes muestran una típica textura rapakivi. Los cristales de cuarzo son azulados y redondeados de hasta 1 cm de ancho y a menudo con sus bordes corroídos. La matriz es oscura de grano fino se presenta completamente recristalizada y foliada y en su origen pudo ser de naturaleza vítrea.

Figura º 31: Fenocristales idiomorfos de feldespato. Formación Ollo de Sapo (Sanabria)

Estas rocas, probablemente, sean de origen subvolcánico aunque su origen no se puede caracterizar con precisión porque el metamorfismo ha borrado en gran parte sus texturas originales. Sin embargo, las diferencias entre el tamaño de grano entre los porfiroclastos y la matriz, las características volcánicas del cuarzo y las texturas rapakivi son indicadoras de unas condiciones de cristalización características.

Los augen gneis se localizan en el centro de los dos edificios volcánicos. El primer cuerpo se encuentra en la parte oriental de la zona de estudio y se caracteriza por estar afectado por un grado metamórfico bajo y por una deformación de intensidad bastante variable, desde intensa en la parte central del cuerpo, donde la esquistosidad principal esta verticalizada, hasta poco intensa en las zonas próximas al contacto con las suprayacentes Capas de Los Montes.

Figura nº 32: Mapa geológico (IGME) con la situación los dos domos de Sanabria.

El segundo cuerpo de auge gneis se localiza en la zona Occidental y se caracteriza por presentar un grado metamórfico mas elevado que en el primer cuerpo, llegando a la segunda isograda de la Silimanita y también una deformación mucho mas intensa por lo que desaparecen las texturas originales de las rocas. Sobre este cuerpo se encuentra una secuencia epiclastica mas clara según nos acercamos al contacto con los materiales ordovícicos, ello debido a una disminución del grado metamórfico y de la intensidad de la deformación.

Los auges gneis son una litología que siempre aflora en los núcleos de los antiformes de la tercera fase de la orogenias varisca cono el Antiforme de Sanabria. En el mapa geológico puede observarse la existencia de dos grandes cuerpos intrusivos de ortogneis glandulares (ver figura anterior) separados por la secuencia volcanosedimentaria y por una banda muy continua de pizarras similares a las de las Capas de Los Montes.

Sobre el terreno los ortogneis glandulares se presentan en formas alargadas (lomos de ballena) con la típica disyunción en capas de cebolla característica de los granitoides y otras rocas ígneas y también de dientes de sierra.

Figura nº 33: Afloramiento de ortogneis glandulares en el Lago de Sanabria (Zamora).

Diaz Montes en su tesis doctoral distingue las siguientes litologías:

Ortogneises glandulares de la zona metamórfica de bajo grado.

Son rocas porfídicas, inequigranulares, cuyo tamaño de grano está marcado por los fenocristales de cuarzo y de feldespato. La morfología de los afloramientos está condicionada por la fábrica principal pueden presentar formas alargadas, en lomos de ballena, a veces en forma de dientes de sierra. En zonas donde la meteorización es bastante intensa, la roca se altera igual que un granitoide, dando bolos con formas redondeadas y con la típica disyunción en capas de cebolla.

La matriz de la roca fresca, tiene un color de gris oscuro a negro, con un tamaño de grano que varía desde muy fino a afanítico y que engloba los fenocristales de cuarzo, plagioclasa y feldespato potásico, así como agregados de biotita.

Figura nº 34: Fenocristales de feldespato blanco en una matriz de color negro. Sanabria.

Tanto el feldespato potásico como la plagioclasa tienen, en general, un color blanco que les hace resaltar con respecto al resto de los componentes. Presentan una distribución de tamaños bimodal y pueden diferenciarse dos poblaciones que corresponden a fenocristales y a megacristales. Los primeros tienen un tamaño medio de 1-2 cm de arista, con secciones idiomorfas, existiendo una separación entre cristales en general inferior a 2-3 cm. Casi siempre corresponden a cristales de plagioclasa. Los megacristales tienen un tamaño medio de 5-7 cm de largo por 2-4 cm de ancho y, en general, presentan hábitos idiomorfos. Estos megacristales o glándulas pueden llegar alcanzar los 10 cm de largo, y a veces presentan secciones muy redondeadas. En los megacristales, que se encuentran sueltos en las zonas arenizadas, se puede apreciar muy bien el fuerte idiomorfismo y la abundancia de maclas de Carlsbad.

Figura nº 35; Fenocristal de feldespato meclado.

Los fenocristales de cuarzo muestran un tamaño de grano medio de 1 cm a 1,5 cm. Sus formas son redondeadas, pudiendo verse golfos de corrosión. En general, dentro de la facies de los esquistos verdes, estos fenocristales tienen un color azulado, que se debe a gran cantidad de inclusiones de agujas de rutilo. Al observar en detalle la roca, se aprecian cristales de cuarzo con un tamaño menor (≈ 0,5 cm), que tienen un mayor idiomorfismo que los primeros y que pueden presentar caras cristalinas bien desarrolladas.

Figura nº 36: Cuarzos azules en un gneis. Lago de Sanabria.

Otra característica de los ortogneises glandulares de bajo grado es la presencia de un moteado de color negro, formado por agregados de pequeños cristales de biotita, con formas alargadas, algo elipsoidales, marcando una lineación paralela a la definida por las sombras de presión y a las fibras que se desarrollas en ellas. También son frecuentes los nódulos de cuarzo, de color blanco, con formas irregulares y con unos tamaños que pueden variar desde 1 hasta 7 cm.

Ortogneises glandulares de la zona metamórfica de alto grado.

Aparecen en los flancos del Antiforme del “Ollo de Sapo” y siempre se encuentran en contacto y bajo los materiales del Ordovícico Inferior. Hacia la zona occidental, el grado metamórfico va aumentando a la vez que se pasa a niveles estructurales más bajos, lo que va produciendo un cambio progresivo en las características texturales y mineralógicas de la roca, tanto a escala macroscópica como microscópica. A escala de afloramiento, uno de los primeros cambios que se observan viene marcado por un cambio en la textura de la matriz, pasándose de una de grano muy fino a otra con un tamaño de grano mayor, debido a la recristalización.

Tobas de grano grueso.

Se encuentran en contacto con los ortogneises glandulares, tanto por encima como por debajo en el cuerpo oriental, siendo el contacto entre ambos tipos bastante gradual. Tienen un tamaño de grano grueso, son porfidoclásticas, con abundantes cristales fragmentados de feldespato y de cuarzo y con una matriz de grano fino esquistosa. Los porfiroclastos son de cuarzo, plagioclasa y feldespato potásico. Los primeros pueden tener un acusado idiomorfismo, con caras cristalinas bien desarrolladas, de manera que se llegan a observar secciones cuadradas. Los porfiroclastos de feldespato tienen un tamaño medio de 1 centímetro. Es un tipo de roca es muy homogéneo.

Ignimbritas.

Son rocas parecidas a los ortogneises glandulares, pero con un tamaño de grano más pequeño (medio a grueso), menor contenido de porfiroclastos y glándulas de feldespatos y menor idiomorfismo de los minerales. Aparecen sobre los ortogneises glandulares, siendo el contacto entre ambas litologías gradual, y pasándose de una roca con fenocristales y glándulas idiomorfas a otra en la que todos los fenocristales presentan un carácter fragmentario.

Las ignimbritas forman un gran cuerpo en forma de lente en la parte septentrional del edificio volcánico superior y parecen ser equivalentes estratigráficamente a las tobas de grano grueso. Sobre las ignimbritas se encuentran, bien pizarras negras de la sucesión de pizarras y cuarcitas de las Capas de Los Montes, bien la primera cuarcítica cartografiable.

En general, son rocas porfídicas, esquistosas y de aspecto microglandular. El tamaño de los clastos es variable, desde medio (4-6 mm) a grueso (6-10 mm), pero siempre menor que en los ortogneises glandulares, y suele tratarse de cristales de cuarzo y feldespatos. Casi siempre tienen coloraciones claras, alternando los tonos grisáceos con otros ocres o incluso amarillentos, en función del grado de alteración. Gran parte de los cristales de feldespato potásico y de plagioclasa están fragmentados por efecto de la dinámica de los procesos eruptivos que formaron estos depósitos ignimbríticos.

Los cristales de menor tamaño, generalmente plagioclasas, son, en general, inferiores a 1 cm, con secciones xenomorfas. Los fenocristales de cuarzo tienen un tamaño medio de 3-5 mm, con secciones redondeadas o elípticas y suelen estar formados por subgranos. Tienen un color blanquecino o traslúcido y raramente presentan el color azulado de los cuarzos de los ortogneises glandulares. La matriz es de grano muy fino a casi afanítica, esquistosa y de color gris claro o con tonalidades verdosas claras. En ella están englobados el resto de los componentes que confieren a la roca el carácter porfidoclástico. Una de las características más llamativas en el campo, y que diferencia a estas rocas de los ortogneises glandulares, es la presencia de fragmentos de color negro, con formas planares o lenticulares. Corresponden a obsidianas desvitrificadas, con un tamaño medio de 4-7 mm, y que debido a su aplastamiento definen una fábrica primaria (foliación eutaxítica) que es subparalela a la foliación tectónica principal. A veces, los fragmentos de vidrio pueden definir una lineación. Algunos de estos fragmentos de vidrio volcánico, aplastados y soldados con la matriz, conservan parte de la vesiculación.

Otro rasgo característico, común con los ortogneises glandulares, es la presencia de fragmentos líticos de color oscuro, de pequeñas dimensiones, que raramente superan los 10 cm de diámetro. También es relativamente frecuente encontrar nódulos de cuarzo de color blanco o traslúcido, con un tamaño de unos 5 cm y que suelen tener forma lenticular.

Tobas riolíticas.

Se encuentran dos afloramientos de tamaño cartografiable en la mitad oriental de la zona de estudio, ambos rodeados de ortogneises glandulares. La calidad de los afloramientos no es muy buena, por lo que las relaciones con los ortogneises glandulares no se llegan a observar. La morfología de los afloramientos es elíptica, con su eje mayor subparalelo a las estructuras de los ortogneises. Probablemente estos afloramientos corresponden a conductos de emisión de riolitas ignimbríticas intrusivos en los ortogneises glandulares y relacionados genéticamente con ellos. En el primero de los afloramientos mencionados, las rocas tienen una matriz de grano muy fino, casi afanítica que presenta tonos de colores amarillentos debido a la alteración. A veces, cuando la roca está más fresca, presenta tonos rosados. Sobre esta matriz resaltan los fenocristales de cuarzo que son los únicos que exhibe.

Tobas epiclásticas y grauvacas volcanogénicas.

Los materiales que componen esta secuencia volcanosedimentaria son principalmente grauvacas y tobas epiclásticas con variaciones en la granulometría y finos niveles de pizarras de color verdoso, que en algunos casos llegan a tener representación cartográfica. Tradicionalmente, estas rocas han sido denominadas el “Ollo de Sapo” de grano fino. Afloran sobre todo rodeando el cuerpo occidental de ortogneises glandulares, pero tienen especial desarrollo en el N y NO de Puebla de Sanabria y pueden verse buenos afloramientos en los alrededores de las localidades de Cervantes y Paramio. En esta zona, la intensa alteración diferencial acentúa las características estratigráficas de estas rocas. Dentro de los niveles microconglomeráticos se observa granoclasificación positiva. Al ascender en la serie, dentro de los metasedimentos que ya pertenecen a las Capas de Los Montes, es normal encontrar niveles de origen epiclástico, que presentan las mismas características texturales y composicionales que los pertenecientes a la Formación “Ollo de Sapo”. Estos niveles pueden encontrarse en las capas de areniscas y cuarcitas. Tienen carácter volcanosedimentario y proceden de ignimbritas riolíticas.

EDAD DE LA FORMACION “OLLO DE SAPO”.

Como consecuencia del metamorfismo no han aparecido fósiles útiles para la datación paleontológica, siendo necesario utilizar criterios estratigráficos y estructurales para realizar las dataciones. El principal criterio es que la Formación “Ollo de Sapo” está relacionada con materiales del Ordovícico Inferior ya que en esta Formación se encuentran intercalaciones de pizarras con facies similares a las pizarras de las Capas de Los Montes (Formación Puebla) y en estas últimas aparecen intercalaciones de materiales volcánicos iguales a algunos que pertenecen a la Formación “Ollo de Sapo”. Otro criterio estratigráfico es que la Formación “Ollo de Sapo” está encima de sedimentos de facies cámbrica, correlacionables con el Cámbrico Inferior de la ZAOL (Grupo Cándana). Según estos datos se podría decir que, estratigráficamente, la Formación “Ollo de Sapo” tendría una edad comprendida entre el Cámbrico Medio y el Ordovícico Inferior.

Figura nº 37: Cuadro de edades geológicas.

Ante la falta de una datación paleontológica precisa se han realizado estudios isotópicos de estos materiales, así Gebauer (1983) realizo la datación U-Pb en circones de los gneises glandulares de Sanabria obteniendo una edad de 488 M.a. Diez-Montes en su Tesis (2.006) ha datado por el método U-Pb en circones, dos muestras poco metamorfizadas, una de los ortogneis glandulares obteniendo una edad de 472+-14 Ma y otra de las ignimbritas que ha dado una edad de 488+-6 M.a.

La edad del metamorfismo se ha determinado en tres muestras empleando para ello el método de la cristalización de la monacita: con los siguientes resultados: Muestra 1: 314,4-317,8 M.a.; Muestra 2: 314,0 Ma. y Muestra 3: 313,6 Ma. Estos resultados son parecidos a los obtenidos en otros estudios que indican que la fusión anatéxica ocurrió entre los 352 M.a. y los 297 M.a. en un proceso que duro 55 M.a.

Además, hay que tener en cuenta el dato de la datación de la caolinita procedente del gran evento volcánico del Ordovícico. Su datación mediante U-Pb ha proporcionado una edad absoluta de 477,47+-0,93 millones de años que se corresponde con la base del Arenigiense (Floiense) una edad coincidente con las dataciones realizadas en Sanabria.

Por otra parte, el ortogneis de Covelo situado debajo de la Formación “Ollo de Sapo” ha sido datado en 487±4 Ma (Montero et al., 2009), mientras que el ortogneis de San Sebastián fue datado por Lancelot et al. (1985) en 465±10 Ma, y por Montero et al. (2009) en 470±3 Ma.

Figura nº 38: Edad de la actividad ígnea.

Capas de Los Montes o Formación Puebla:

Con un espesor muy variable (300 – 1000 m) esta formación se sitúa entre la Formación Ollo de Sapo y la Cuarcita Armoricana y esta formada por una alternancia de esquistos grises y pardos con cuarcitas de los mismos colores.

Figura nº 39; Pizarras negras esquistosas en la Sierra de Cabrera (Sanabria).

La transición a la formación infrayacente la constituyen las “pizarras basales del Ordovícico Inferior” formadas por esquistos negros y azules con venas de cuarzo de exudación con distena y algunas intercalaciones de rocas vulcanosedimentarias.

Figura nº 40: Pizarras y finitas en Peña Trevinca (Sanabria)

Los bancos de cuarcitas poco potentes en la base, aumentan de potencia y abundancia hacia el techo pasando gradualmente a la formación suprayacente. En las capas cuarcíticas se encuentran en ocasiones, laminaciones cruzadas que permiten establecer la polaridad de la serie y también abundantes icnofósiles con idéntico criterio de polaridad. Se han encontrado crucianas posiblemente del Ordovícico Inferior (Tremadoc).

Figura nº 41: El Castillo de Sanabria esta construido sobre estos materiales.

Cuarcita Armoricana o Formación Culebra:

Encima de las Capas de Los Montes aparece una potente formación de carácter cuarcítico: la facies armoricana del Ordovícico Inferior (Arenig) que aflora en toda la Zona Centroibérica y que da lugar a importantes relieves. Son cuarcitas de grano fino en capas tabulares, agrupadas en bancos de espesor métrico a decamétrico con laminaciones paralelas, laminaciones cruzadas y granoclasificación.

Figura nº 42: Aspecto de la Formación Culebra.

Son frecuentes los icnofósiles especialmente las cruzianas. Se las asigna al Ordovícico Inferior (Arenig).

Dentro de la Zona Cantábrica esta Formación se divide en tres Miembros (Aramburu):

Miembro La Matosa: Compuesto de cuarzoarenitas blancas con intercalaciones volcánicas en su parte alta. En este Miembro aparecen niveles interestratificados de caolinita (Capa Valverdín) que se habrían formado por la alteración marina de cenizas volcánicas transportadas eólicamente (tonstein).

Miembro Ligüeria: compuesto por conglomerados, lutitas y areniscas. Su base es una importante discontinuidad estratigráfica asimilable a la discordancia Sárdica.

Miembro Tanes: se diferencia del miembro anterior por una discontinuidad de orden menor.

Figura nº 43: Estribo de la Presa de Barrios

El estratotipo de la Formación se encuentra en la localidad de Barrios de Luna (León) donde aparecen 203 metros de una serie, prácticamente completa, expuesta en estratos verticales. El espesor de la Formación varia entre 110 y 300 metros.

El limite inferior de la Formación con la formación infrayacente (Oville) es gradual con un incremento brusco de la proporción de cuarcitas sobre las lutitas y viene marcado por la aparición de una primera capa gruesa de cuarcita.

Litológicamente la Formación Barrios esta formada por cuarcitas blancas de grano fino a muy fino con algunas intercalaciones de lutitas fisibles (pizarras) de color gris claro y raramente verdes. Ocasionalmente las cuarcitas pueden de ser grano medio a grueso e incluso microconglomerática. En la mitad inferior abundan las micas blancas y los minerales pesados alineados, también granos dispersos de glauconita. Las cuarcitas se presentan en estratos, bien definidos, de hasta 50 centímetros con laminaciones paralelas y cruzadas de bajo ángulo.

Figura nº 44: La Cuarcita Armoricana en el Sinclinal de Truchas (Sanabria).

En la mitad superior de la Formación aparecen secuencias grano y estratocrecientes con frecuentes las estratificaciones cruzadas planas de media escala con paleocorrientes orientadas al SW, además de ripples de ola y corriente, estratificación flaser, ondulante y lenticular, junto a cantos blandos, scours, marcas de carga y bioturbación.

Destaca en esta parte alta un tramo de 5 metros con skolitos encima del cual se localiza la capa de caolinita Valverdín o K-bentonita constituyendo dos excelentes niveles guía.

En esta Formación aparecen dos capas (“tonsteins”) de caolinita de gran continuidad lateral que han sido objeto de aprovechamiento minero. Se formaron por alteración de cenizas volcánicas en el fondo marino y aparecen por toda Asturias en una extensión superior a los 45.000 Km² por lo que procederían de una erupción gigantesca (“ultraplinianas) con una nube de cenizas 10 veces superior a la del Volcán Pinatubo (1991).

Figura nº 45: Area de deposición de las cenizas del supervolcan Ordovícico.

Uno de estos tonsteins (Capa Pedroso) ha sido datado mediante U-Pb proporcionando una edad absoluta de 477,47+-0,93 millones de años que se corresponde con la base del Arenigiense (Floiense).

Pizarras de Luarca:

Gradualmente encima de la Cuarcita Armoricana aparece una sucesión pizarrosa, muy característica del NW de la Península Ibérica. Se trata de pizarras masivas de color negro o grises muy oscuras con tonos azulados y satinados. La formación contiene abundantes graptolites que corresponden a una edad Ordovícico Medio (Oretaniense).

Figura nº 46: Pizarras negras en la Sierra de Cabera (Sanabria).

Los niveles mas altos corresponden a las Pizarras Negras satinadas de la Formación Pizarras de Luarca del Ordovícico medio y las alternancias de areniscas, limolitas y pizarras negras a la Formación Agüeria del Ordovícico superior.

Figura nº 47:Bosquejo de la probable morfología de los edificios volcánicos que conforman la Formación Ollo de Sapo. Los augen gneis formarían el intrusivo homogéneo del dibujo (Diez Montes 2007).

Los gneis glandulares tipo Ollo de Sapo no solo se encuentran en el Dominio Ollo de Sapo de la ZCI del Macizo Ibérico sino que también aparecen en otros macizos variscos europeos como el armoricano, renano o bohémico, en los pirineos, el central francés y en Cerdeña.

Figura nº 48: Afloramientos de ortogneises glandulares en el Macizo Varisco Europeo.

DEPÓSITOS POSTOROGÉNICOS

Los depósitos postorogénicos quedan reducidos a los depósitos de origen glaciar y a los rellenos de los valles fluviales y están constituidos principalmente por tills que se presentan en forma de morrenas glaciares, tal como se puede ver en el mapa geomorfológico de la siguiente figura. Los depósitos fluviales quedan restringidos a la parte baja del Rio Tera y del Arroyo de las Truchas. En la zona mas montañosa (Peña Trevinca y Peña Tres Marias) son abundantes los depositos de gravedad (canchales).

Figura nº 49: Cartografía de depósitos postorogénicos

DEFORMACIÓN TECTONICA.

Como ya se ha mencionado anteriormente la zona de Sanabria esta situada en la parte noroccidental de la Península Ibérica en una zona muy compleja geológicamente con una gran variedad de litologías: ígneas, metamórficas y sedimentarias que presentan un alto grado de deformación tectónica producida por la Orogenia Varisca que produjo un acortamiento de varios miles de kilómetros al formarse los oroclinales Central Ibérico y Cantábrico.

Figura nº 50: Reconstrucción de la posición original de los macizos ibérico septentrional y
meridional antes del acortamiento por la formación de los oroclinales ibérico y cantábrico.

Martínez García, 1973; Martínez García & Quiroga, 1993, consideran que la tectónica de la zona del Lago de Sanabria se caracteriza por presentar cuatro fases principales de plegamiento, dos de las cuales están acompañadas por procesos de metamorfismo regional.

-Fase 1: Prehércinica, muy difícil de ver en la zona del Lago de Sanabria porque sus rastros han sido borrados por la siguiente fase. Los filones de cuarzo atribuidos a esta fase se encuentran replegados por la segunda.

-Fase 2: Causa la deformación más intensa en esta zona, dando lugar a pliegues muy aplastados con vergencia al NE y una fuerte esquistosidad de flujo (S2). Provoca un metaforismo de alta temperatura con migmatización.

-Fase 3: Da lugar a la formación de micro y mesopliegues asimétricos de plano axial muy inclinado y vergentes hacia el NE, como los de la Fase 2, y deforma a las migmatitas de esta misma Fase.

-Fase 4: Fase retrovergente, causante de la formación una crenulación y de pliegues amplios, de plano axial muy inclinado al NE, como el Antiformal de Ollo de Sapo.

La región se caracteriza por la presencia del Antiforme del Ollo de Sapo. Esta estructura corresponde a un gran pliegue vergente al Este formado durante la primera etapa de la deformación varisca suavemente deformado por pliegues posteriores. El pliegue está afectado por fallas posteriores tardivariscas, postvariscas y alpinas.

Figura nº 51: Corte geológico del Domo de Sanabria (Zamora)

Estos investigadores han reinterpretado este antiforme, en el sector de Sanabria, como una ventana tectónica en la que afloran cuatro unidades alóctonas superpuestas. La estructura de la ventana de Sanabria está caracterizada por la presencia de una esquistosidad generada durante la segunda fase de deformación. Generalmente, las estructuras tectónicas presentan una dirección NW-SE.

El apilamiento de estas unidades tuvo lugar durante las fases de deformación de la orogénesis Hercínica. Estas unidades son, denominadas de abajo a arriba:

-Unidad de Villanueva: Cámbrico-Ordovícico.

-Unidad de Viana: Serie de Poto s.s. Precámbrico-Cámbrico.

-Unidad de Ribadelago: Formación Ollo de Sapo. Cámbrico-Ordovícico.

-Unidad de Peña Trevinca: Cámbrico-Silúrico.

Martínez García & Quiroga, 1993 se apoyan para esta interpretación en el tipo estructural, la existencia de niveles de milonitas y blastomilonitas entre cada una de estas unidades alóctonas, así́ como la existencia de diferencias litológicas y metamórficas observables en la región.

El IGME deduce la existencia de dos etapas de metamorfismo regional, una primera muy enmascarada por los procesos posteriores y afectando principalmente a los feldespatos de la F. Ollo de Sapo y una segunda que es la esquistosidad principal. El Antiforme de Ollo de Sapo constituye una compleja estructura de cswi 300 kilometros de longitud, desde la costa cantábrica hasta la Provincia de Zamora donde desaparece bajo el terciario postectónico de Cuenca del Duero y vuelve a aparecer en Guadalajara. Esta estructura sigue el arqueado de las estructuras cariscas del NW de la Península Ibérica. Esta estructura esta considerada como el limite entre las zonas astruoccidental-leonesa (ZAOL) y la Centro ibérica (ZCI) del Macizo Ibérico establecidas por Julivert et al en 1974. En el núcleo de esta estructura se encuentran las rocas con aspecto porforiroide (augen gneis), antes descritas.

Otros investigadores consideran que los materiales del Antiforme del “Ollo de Sapo” han experimentado una deformación polifásica varisca El esquema regional que se maneja actualmente es el resultado de la superposición de tres fases principales de deformación varisca. Cada evento deformativo puede ser definido mediante un conjunto de estructuras que muestran una orientación equivalente, la misma cinemática global y las mismas fábricas, así como una evolución metamórfica comparable.

Durante la primera fase de deformación (D1) se desarrollaron, en todo el Dominio de “Ollo de Sapo”, pliegues volcados o tumbados vergentes al Este y NE, con una esquistosidad o clivaje tectónico de plano axial.

Durante la segunda fase de deformación (D2) se formaron los cabalgamientos y estructuras asociadas, que afectan a la región y que corresponde al emplazamiento de los complejos alóctonos de la ZGTM y del parautóctono sobre la ZCI, y también a los cabalgamientos de la ZAOL. Aunque los eventos D1 y D2 son compresionales, se diferencian en que el primero afecta a todas las rocas sedimentarias e ígneas precarboníferas, mientras que el segundo tiene un carácter más discreto, con sus estructuras localizadas en zonas de cizalla dúctiles, frágil-dúctiles y frágiles.

La tercera fase (D3) generó grandes estructuras subverticales, que incluyen pliegues con un clivaje de crenulación normalmente bien desarrollado y zonas de cizalla de carácter dúctil a frágil, subverticales, con movimiento en dirección y que con frecuencia deforman a los plutones de granitoides sincinemáticos.

Figura nº 52: Estrias de falla en gneis de grano fino. Lago de Sanabria.

PRIMERA FASE DE DEFORMACIÓN (D1).

Pliegues de primera fase:

La primera fase varisca generó estructuras de plegamiento a todas las escalas, bien visibles en los materiales sedimentarios y en sus contactos con la Formación “Ollo de Sapo”. Tienen una excelente representación cartográfica al NE de la zona, donde afectan a la Cuarcita Armoricana del flanco Sur del Sinclinal de Truchas y las Capas de Los Montes donde éstas y el contacto con el “Ollo de Sapo” dibujan el cierre periclinal de un anticlinorio. En toda esta zona, los ejes de los pliegues muestran una dirección constante NO-SE con inmersión al NO. La geometría de los pliegues varía desde paralela, en las barras de cuarcitas, a similar en las capas más arenosas y en las pizarras.

Figura nº 53: Principales estruturas plegadas del Dominio Ollo de Sapo.

Esquistosidad de primera fase (S1) en los metasedimentos.

En pizarras, S1 es un clivaje pizarroso, bien desarrollado, marcado por la orientación de clorita, sericita y moscovita, mientras en las cuarcitas se ha desarrollado una esquistosidad grosera o bien no ha llegado a formarse, sobre todo en aquellos bancos de cuarcitas masivas de las Capas de Los Montes o Cuarcita Armoricana. En los niveles de areniscas cuarzosas, la esquistosidad también es grosera, pero mejor desarrollada, y está marcada por la orientación de moscovita-sericita y por un suave aplastamiento y reorientación de los clastos. La edad de esta primera fase corresponde al límite entre el Devónico y el Carbonífero.

Figura nº 54: Esquistos en "diente de perro". Este tipo de disposición es debida a la esquistosidad.

Deformación y desarrollo de S1 en los ortogneises del “Ollo de Sapo”.

Las rocas que componen la Formación “Ollo de Sapo”, como por ejemplo el ortogneis glandular, son porfídicas con fenocristales englobados en una matriz de grano fino a muy fino, lo que condiciona el comportamiento de las rocas ante la deformación. La principal estructura es una fábrica planolinear. Esta deformación se observa principalmente en la mitad oriental de la zona de estudio, donde el grado metamórfico es bajo, y es característica de rocas sin una anisotropía previa, como suele ser el caso de los granitoides. A la hora de distinguir foliaciones primarias y deformativas en rocas de origen volcánico o subvolcánico, las primarias están definidas por estructuras de flujo y compactación dentro de una matriz vítrea y por la orientación de fragmentos, cristales y pómez u otros fragmentos líticos. Las foliaciones tectónicas están definidas por la alineación, principalmente, de micas neoformadas, cuarzos, feldespatos y óxidos estirados, y de forma local por pequeños pliegues intrafoliares. En el caso de las ignimbritas, ya existía una foliación previa eutaxítica, pero en su conjunto se han comportado igual que el ortogneis glandular, excepto para los vidrios volcánicos, que han recristalizado a micas blancas (fengita-moscovita). Como estas micas poseen un clivaje, la deformación varisca induce un microplegamiento del mismo, dando la sensación de que existen dos foliaciones dentro de los cristales de micas blancas, pero al analizar la matriz se comprueba que sólo tiene una esquistosidad.

Figura nº 55: Gneis con deformación planolinear (Lago de Sanabria).

ROCAS PLUTÓNICAS VARISCAS.

Una característica de la ZCI es la abundancia de batolitos graníticos, distribuidos a lo largo de una banda de 400 km de ancho. La mayor parte de los batolitos se formaron entre 325 y 300 Ma (BEA et al., 2003), aproximadamente 30 a 50 Ma después de la colisión varisca (FERREIRA et al., 1987). En su mayor parte, están compuestos por granitoides peraluminosos, ricos en K+.

Así, los granitoides de la zona se han dividido en cuatro grupos, que son:

1. Granitoides precoces

2. Granitoides sincinemáticos meso-catazonales

3. Granitoides sincinemáticos epi-mesozonales

4. Granitoides tardíos y postcinemáticos epizonales

GRANITOIDES PRECOCES.

Dentro de este grupo se han incluido los macizos de Ribadelago, Quintana y Manzalvos- Castromil. El primero está constituido por granodioritas y tonalitas, mientras que los otros dos están formados por monzogranitos biotíticos con moscovita y tienen carácter porfídico. Por lo general, este tipo de macizos son alargados, de forma paralela o subparalela a las estructuras regionales del orógeno varisco. En casi todos ellos la biotita es la mica dominante, si bien en ocasiones la moscovita llega a ser muy abundante, y se caracterizan por presentar texturas porfídicas. El emplazamiento es contemporáneo con el metamorfismo regional y son ligeramente anteriores a la intrusión de los granitos de dos micas. Estos macizos constituyen cuerpos bien delimitados, que suelen presentar fenómenos de hibridación con los magmas peralumínicos. Otra característica importante es que afloran en las zonas de alto grado metamórfico.

Figura nº 56: Afloramiento de granitoide con forma de lomo de ballena y una incipiente
disyunción en capas de cebolla. Ribadelago (Sanabria).

Macizo de Ribadelago

Se trata de un complejo plutónico que se localiza en la provincia de Zamora, entre el Lago de Sanabria y las inmediaciones de Porto. El afloramiento principal tiene una forma elíptica grosera, con su terminación NO adelgazada y apuntada, y su extremo SE subredondeado. Tiene una extensión aproximada de 20 km2 y un eje mayor con una longitud de 11 km en dirección N 115°E, con una anchura máxima de 3 km. Al NO, y sobre todo al S, se encuentran diversos cuerpos menores y apófisis, cuyos afloramientos tienen superficies que no suelen sobrepasar 1 km2 y formas irregulares, pero en general elongadas en la misma dirección del cuerpo principal. Este complejo plutónico ha intruido en los ortogneises glandulares migmatizados tal como se puede observar en el mapa geológico:

Figura nº 57: Mapa geológico del Macizo de Ribadelago (Sanabria).

Los contactos suelan ser bastante netos pero intrincados y cortan a la foliación y al bandeado de los gneises. No obstante, tanto los granitoides como los materiales encajantes están afectados por deformaciones de cizalla variscas, y los procesos de disgregación de los ortogneises migmatizados y de mezcla, con movilizados y granitoides migmatíticos, indican que el emplazamiento de los materiales plutónicos se ha producido no muy alejado del pico metamórfico de bajas presiones que ha ocasionado la migmatización de los ortogneises glandulares. Localmente, se observa en algunas zonas de contacto el desarrollo de un entramado de diques deformados de tonalitas-granodioritas que cortan a los ortogneises migmatizados y que arrastran enclaves más o menos desestructurados de los mismos, y nódulos y schlieren de biotita que proceden de la disgregación de los niveles micáceos que definen la foliación. Este tipo de relaciones puede observarse en las inmediaciones de la central eléctrica de Moncabril y al N de San Martín de Castañeda, en la carretera que va a la Laguna de los Peces. En esta última zona puede verse cómo las granodioritas se mezclan con los fundidos procedentes de la migmatización de los ortogneises, a la vez que forman diques que los cortan formando ángulos variables con el bandeado estromático. Las características litológicas de este complejo son bastante heterogéneas, debido en gran parte a que en él se incluyen granitoides relativamente básicos de origen alóctono profundo, granitos y leucogranitos migmatíticos autóctonos y para-autóctonos y toda una serie de granitoides híbridos. Por otra parte, esta heterogeneidad se encuentra acentuada por causa de la deformación y del emplazamiento en condiciones catazonales, que facilitan los procesos de mezcla y distorsionan y complican las texturas y estructuras originales magmáticas.

La facies más representativa, y ampliamente representada, está constituida por granodioritas y tonalitas de grano medio a medio-fino, equigranulares o algo heterogranulares, de color gris medio a gris oscuro y variablemente foliadas.

Figura nº 58: Granitoide con fenocristales prismáticos e feldespatos (Ribadelago).

En estas rocas, la biotita tiende a formar plaquitas finas (ala de mosca) que destacan sobre el resto de los minerales y, ocasionalmente, se pueden encontrar pequeños megacristales de feldespato potásico. La foliación puede ser localmente muy penetrativa y sus directrices mas frecuentes fluctúan entre N100 E y N 120 E con buzamientos comprendidos entre los 70 y los 60 º al sur. Esta estructuración es debida a los efectos de una deformación por cizalla que ha afectado al conjunto intensivo y a los materiales encanjantes en una etapa en que las rocas platónicas aun no estaban totalmente consolidados.

Figura nº 59: Granitoide de grano gruesos con cuarzo, micas y fenocristales de feldespato blancos deformados (Ribadelago; Sanabria).

La matriz es de grano medio (0,5 a 3 mm) con la biotita formando pequeñas laminas. La mineralogías mas común de estas rocas ígneas costa de cuarzo, plagioclasa, botita y ortosa, como accesorios aparecen anfibol, patito, circón, opacos y otros. Las texturas mas frecuentes son las hipidiomórficas de grano medio a fino con variedades microgranudas.

Figura nº 608: Granitoide con abundante cuarzo blanco y micas oscuras, algunas de gran tamaño.
(Ribadelago: Sanabria).

El resto de los granitoides no afloran en las inmediaciones del Lago por lo que no hablaremos de ellos en esta entrada.

DISCUSION.

El magmatismo del Cámbrico Superior al Ordovícico Inferior se encuentra muy extendido por todo el autóctono de la Zona Centroibérica. La gran mayoría de esta actividad magmática ocurrió en un periodo de tiempo relativamente corto y se centra en el Ordovícico Inferior, entre un intervalo de edades que varían desde 488 hasta 478 Ma

En la zona de Sanabria la Formación “Ollo de Sapo” constituye un importante episodio volcánico con magma fluido muy bajo en volátiles, de edad Ordovícico Inferior, que dio origen a dos domos riolíticos situados a muro de los metasedimentos ordovícicos.

Este importante magmatismo estaría asociado a la ruptura del margen perigondwánico del océano Iapetus y la apertura del océano Rhéico durante el Ordovícico Inferior. Este magmatismo correspondería a un arco volcánico, dentro de un contexto de “rifting” en una cuenca con una importante extensión cortical.

Figura nº 61: Apertura del Océano Reico y la formación de un arco volcánico durante el Ordovícico
medio (Tremadoc) en un proceso de extension del margen continental de Gondwana.

Este tipo de zonas, con grandes volúmenes de rocas de carácter ácido, reflejan procesos de fusión cortical a gran escala, como respuesta a una importante extensión litosférica (“rifting”) dentro de márgenes continentales, y al alto flujo térmico proporcionado por el manto o por la intrusión masiva de rocas básicas (“underplating”). El hecho de que en toda la ZCI se encuentren materiales ígneos de carácter ácido, semejantes a la Formación “Ollo de Sapo”, y en la misma posición estratigráfica induce a pensar que se podría definir una gran provincia silícea cuyo origen estaría asociado a la ruptura del margen de Gondwana

Formación del domo gnéisico de Sanabria-Viana do Bolo. El orógeno Varisco está asociado a un proceso de subducción y cierre de cuencas oceánicas, seguido por la colisión continental entre Laurentia y Gondwana que ocurrió entre el Devónico y el Carbonífero Superior-Pérmico. La colisión continental genero una corteza engrosada, inestable, en la cual se produjeron reajustes corticales, entre los cuales cabe incluir el desarrollo de domos gnéisicos-migmatíticos. En la siguiente figura se puede ver un esquema del desarrollo del proceso de formación de los domos gnéisicos.

Figura nº 62: Formación de los domos gneisicos de Sanabria (Zamora)

La formación de los domos comienza con un engrosamiento orogénico durante los dos episodios de deformación compresivos mariscos, el primero o D1 es el responsable de los primeros pliegues tumbados con vergencia NE, y el segundo o D2 durante el cual se emplazaron los complejos alóctonos. Según los datos cronológicos el primero ocurrió en la zona hace unos 360 Ma, en el límite Devónico-Carbonífero, y el segundo culminó hace unos 325 Ma, en el límite Carbonífero Inferior-Medio.

Tras el engrosamiento orogenico tuvo lugar un proceso de colapso gravitacional y adelgazamiento cortical en una etapa que se ha denominado D2 extensional, se produjo una fuerte descompresión isotérmica. El adelgazamiento extremo y ruptura de la corteza superior permitirá el ascenso hacia la superficie de la corteza media-inferior. En esta etapa se produjeron estructuras tan importantes como el cizallamiento subhorizontal de las unidades metamórficas central e inferior, la generación de la foliación S2 y la lineación de estiramiento desarrollada en el bandeado gnéisico.

Tras el colapso gravitacional se produjo una fase de plegamiento (D3) generalizada en el NW peninsular. En la comarca de Sanabria se produjo un tren de pliegues subverticales en las áreas epizonales, e inclinados en las más profundas, donde tienen una cierta vergencia al NNE. Los pliegues D3 doblan a las fábricas extensionales previas, el clivaje de crenulación de las pizarras ordovícicas y al bandeado gnéisico del gneis glandular y de la Serie de “Viana do Bolo”.

La edad de la tercera fase se estima, en base a dataciones isotópicas, entre 315 y 305 Ma, es decir, abarca aproximadamente la mitad superior del Carbonífero Medio.

Los fenómenos de fusión parcial continuados provocaron un fuerte cambio de densidades en los materiales de la corteza media-inferior lo que unido al importante volumen de rocas ígneas generado, crearon una fuerte inestabilidad cortical por inversión de densidades (inestabilidad de Rayleigh-Taylor). Esto, unido a un último pulso extensional, desencadenó la formación del domo y de la Falla de Chandoiro y otras fallas normales asociadas. La componente vertical del flujo fue esta vez significativa, y produjo un fuerte aplastamiento en la parte superior del domo, evidente en la horizontalización de las superficies axiales de los pliegues D3 a todas las escalas. La edad de formación del domo es probablemente Carbonífero Superior o Pérmico Inferior, ya que la Falla de Chandoiro corta a la granodiorita de Veiga, datada en 286 ± 6 Ma.

En el siguiente gráfico se puede ver un esquema con este complicado proceso:

Figura nº 63: Proceso de formación de un domo gnéisico.

GEOMORFOLOGIA GLACIAR.

La zona del Lago de Sanabria es una de las mejores zonas para estudiar la geomorfología glacial de la Península Ibérica. Antes de describir las morfologías glaciales que se pueden ver en el Parque Natural del Lago de Sanabria (Zamora) repasaremos que es una glaciación y las características de los glaciales. Tambien veremos lo que se sabe del glaciar de Sanabria.

Una glaciación ocurre cuando el clima se hace lo suficientemente frio como para que se formen grandes y espesas capas de hielo sobre mares y continentes. En la historia de la Tierra han ocurrido cuatro grandes glaciaciones. La primera glaciación documentada es la Glaciación Huroniana que ocurrió durante el Proterozoico Temprano hace +-2,5 mil millones de años. La siguiente glaciación es la Glaciación Criogénica que ocurrió en el Proterozoico Tardío hace 700 millones de años, ya en tiempos paleozoicos durante el Ordovícico- Silúrico hace +-450 millones de años aconteció la Glaciación Andina-Sahariana. En el Pensilvaniense (Carbonífero) hace 323-300 millones de años ocurrió la Glaciación Karoo. La mas reciente de las glaciaciones y la mas reciente (Plioceno- Cuaternario) es la mejor conocida y la mas estudiada tuvo lugar durante los últimos 2,5 millones de años y esta formada por una serie de 18 ciclos glaciares.

Figura nº 64: Glaciaciones fanerozoicas.

En el ultimo millón de años ha habido un total de 4 periodos glaciales con sus correspondientes periodos interglaciares, El primer periodo glacial empezó hace 850.000 años y el ultimo termino hace 10.000 años.

Figura nº 65: Glaciaciones cuaternarias.

Un estudio realizado en los núcleos de un sondeo en el hielo antártico indica la existencia de hasta 8 avances glaciales en los últimos 420.000 años. La máxima extensión del hielo se conoce como Ultimo Máximo Glaciar (LGM) y se extendió entre los 26.500 y los 19.000 años A.P. En el siguiente gráfico se pueden apreciar las variaciones climáticas en el ultimo medio millón de años.

Figura nº 66: Gráfico con las variaciones climáticas (glaciaciones) en el último medio millón de años.

El periodo comprendido entre los 10.000 y los 9.700 años A.P. corresponde a la Glaciación Würm, también conocida como la Edad de Hielo, y es el ultimo periodo glacial que ha acontecido en la Tierra, desarrollándose durante el Pleistoceno superior y finalizando con el Dryas Reciente un periodo de enfriamiento que se extendió entre los 12.900 y los 11.700 años A.P. que dio paso al periodo de clima templado actual: El Holoceno.

Figura nº 67: Cambios en la temperatura media global al final de la Edad de Hielo

Durante la ultima glaciación el hielo cubrió amplias extensiones a nivel mundial, en el norte de Europa un enorme casquete glacial se desarrollo sobre Escandinavia extendiéndose hacia Gran Bretaña, Alemania, Polonia y Rusia,

Figura nº 68: Extension del hielo durante el Ultimo Máximo Glacial en Europa (+-20.000 años),

A partir del fin de la ultima glaciación hace 11.000 años la temperaturas suben hasta alcanzar una media de 15ºC, con algunas oscilaciones de periodos de temperaturas mas altas (optimos climaticos) y periodos de temperaturas mas frías de gran influencia en la historia de la humanidad:

Figura nº 69.

Además de este enorme casquete polar también se desarrollaron casquetes mas pequeños en las montañas del cinturón alpino, en España se desarrollaron glaciales en los Pirineos, la Cordillera Cantábrica, el Macizo Galaico, la Cordillera Central, la Cordillera Ibérica y la Cordillera Bética.

Durante el Ultimo Máximo Glaciar, hace 19.000-26500 años y en las montañas del Macizo Galaico a cotas superiores a los 2.00 msnm, se formo un glaciar de casquete, del tipo ICE Cap, con glaciares de tipo alpino con lenguas de decenas de kilómetros que descendían hasta cotas inferiores (800-1.000 msnm). Después de este máximo glaciar los hielos retrocedieron y los glaciares quedaron confinados a los antiguos cauces fluviales hasta desaparecer hace 17.300-13.000 años durante el Periodo tardiglaciar Holoceno.

Un glaciar es una gran masa de hielo que se acumula en las regiones polares o bien en zonas de montaña con cotas por encima del nivel de las nieves perpetuas. Esta masa de hielo desciende lentamente, en forma de un rio de hielo, hacia niveles inferiores. El hielo que forma el glaciar se forma por acumulación de nieve y mediante un proceso de compactación debido al peso de la nieve acumulada. La fusión y recongelación de los cristales de nieve hace que esta pierda porosidad y gane densidad transformándose en hielo.

Figura nº 71: Perfil de un glaciar

Los glaciares pueden ser de dos tipos:

-Glaciares de casquete (islandsis): inmensas masas de hielo formadas en latitudes polares.

-Glaciares alpinos: formados a partir del hielo que se acumula en las montañas y desciende por un valle como un rio o lengua de hielo hasta que se derrite.

Figura nº 72: Glaciar de tipo alpino.

Un glaciar se divide en varias partes:

-Una zona de acumulación; generalmente se localiza en la parte mas alta del glaciar donde nieva y se produce la acumulación se produce porque las bajas temperaturas impiden la fusión del hielo. Esta zona también se la conoce como "circo glaciar" generalmente una cubeta con forma de anfiteatro que bordean las divisorias de aguas

Figura nº 73: La laguna del Lacito en el centro de un circo glaciar.

-Una zona de ablación: es una zona mas baja que la de acumulación, donde hay un equilibrio entre los procesos de acumulación y los de perdida de masa y se produce el movimiento de la lengua de hielo. Esta zona se corresponde con la "lengua glaciar".

-Morrenas: se trata de acumulaciones de materiales arrancados y transportados por el hielo. Se localizan en los bordes y parte superior del glaciar.

-Parte terminal: es la zona mas baja donde se produce la fusión del hielo y donde puede formarse un lago glaciar.

Figura nº 74: Partes de una glaciar alpino.

El avance del glaciar provoca la erosión del terreno, sobre el que discurre, y que fragmentos, de todos los tamaños, del mismo se incorporen a la masa de hielo que los transportan y finalmente los depositan. Estos materiales glaciogénicos no consolidados reciben el nombre de "tills". Los tills pueden ser de varios tipos:

-Tills primarios: depositados directamente por el glaciar.

-Tills secundarios; depósitos que han sufrido procesos adicionales pueden ser glaciofluviales, glaciolacustres y glaciodeltaicos,

Los tills primarios se dividen en:

-Tills de asentamientos.

-Tills de deformación.

-Tills de derretimiento.

-Tills de sublimación.

En el siguiente grafico se detallan las texturas y estructuras de los tills:

En la siguiente figura se puede ver depósitos de tills correspondiente a las arcos morrénicos frontales del Lago de Sanabria. Son depósitos plásticos formados por materiales de muy diverso tamaño (bloques, cantos, gravas, arenas, limos y arcillas) mezclados de forma caótica. Fueron depositados hace unos 15.000 años durante el proceso de retroceso del glaciar de Sanabria.

Figura nº 76: Till del Lago de Sanabria (Zamora)

Las acumulaciones constituyen las morrenas y pueden ser de varios tipos;

-Morrena terminal: se trata de un montículo de material que se deposita al final de un glaciar. Este tipo de morrena se forma cuando el hielo se funde y el material que transporta se deposita.

-Morrena de fondo: se produce cuando la ablación y el glaciar empieza a retroceder dejando un deposito de till en forma de llanuras onduladas.

-Morrena lateral: este tipo de morrena se produce en los glaciares alpinos, los sedimentos se acumulan de forma paralela a los laterales del valle glaciar del que han sido previamente arrancados por el deslizamiento y fricción del hielo.

-Morrena central: también aparece en los glaciares alpinos y se forma cuando se unen dos morrenas laterales por la conjunción de dos lenguas glaciares.

-Morrena superficial: como su nombre indica se localiza en la superficie del glacial.

-Morrena de frente: es la situada en la parte delantera del glaciar. También se conocen por "arcos morrenicos".

Figura nº 77: Distribución de los tipos de morrenas en una lengua glaciar.

-Drumlins: se trata de colinas redondeadas de 8 a 60 metros de altura, alargadas de 400 a 6000 metros de longitud, según la dirección del hielo, formadas por tills. No deben de confundirse con los drumlins rocosos que son macroformas glaciares situadas en el fondo de los valles glaciares alargadas en la dirección del flujo del hielo.

-Esker: son largas y sinuosas crestas arenosas de acentuadas pendientes depositadas por ríos subglaciares.

-Bloques erráticos: son fragmentos rocosos a veces de gran tamaño que han sido transportados por el hielo de los glaciares.

Figura nº 78: Gran bloque errático en la carretera del Lago de Sanabria (Zamora)

En la zona del Lago de Sanabria hay numerosos ejemplos de morrenas pues solo en el lago grandes hay 9 arcos morrénicos o morrenas frontales que marcan la evolución del frente del glacial en el tiempo:

Figura nº 79: Cartografía del MAGNA (IGME) mostrando el conjunto de arcos morrénicos frontales localizadas al este del Lago Grande y las dos morrenas laterales del antiguo frente glaciar.

Se han realizado estudios sobre las edades de las morrenas del Lago Grande de Sanabria y las morrenas de la Laguna de los Peces resultando un rango estimado entre los 19.200+-1.900 años y los 15.000 +-1.400 años, tal como se puede ver en la siguiente imagen:

Figura nº 80: Edades de las diferentes morrenas glaciares de Sanabria.

La acción del hielo sobre las rocas sobre las que circula la lengua glaciar es de desgaste o abrasión y de arranque y se generan una serie de formas muy típicas;

-Rocas aborregadas: o "lomos de ballena" son formas erosivas que aparecen el fondo de los valles glaciares o zonas por donde hallan circulado masas de hielo. Estas formas presentan formas redondeadas con una pendiente suave en la parte de donde viene el flujo del hielo y una pendiente mas aburpta en la parte contraria donde se produce el arranque de material y su incorporación a la lengua glaciar tal como se puede ver en la siguiente figura

Figura nº 81; Formación de una roca aborregada. Wikipedia.

En la siguiente fotografía se puede ver una de estas rocas en el Lago de Sanabria;

Figura nº 82: roca granitoide en forma de "lomo de ballena". Ribadelago (Sanabria)

-Rocas pulidas: la fricción del hielo del glacial y de las rocas en el contenidas, actúa como un papel de lija que alisa y pule las rocas que se sitúan por debajo de el. La roca pulverizada por esta abrasión se la conoce como "harina de roca" y es de grano finísimo (entre 0,002 y 0,006 mm).

Figura nº 83: Rocas pulidas en la zona de la Laguna de San Martin (Sanabria)

-Marcas concéntricas: son formas producidas por la fricción de una roca transportada por el hielo contra el suelo. Pueden tener formas de media luna o semicirculos concéntricos.

-Estrías y acanaladuras; también producidas por la fricción de rocas transportadas por el hielo contra las rocas del fondo del valle glaciar. Se diferencian de las anteriores en que estas son rectilíneas y paralelas. Suelen de ser pequeña profundidad (milímetros o centímetros) y algunos metros de longitud. Los surcos son de mayor tamaño.

Figura nº 84: Formas de erosión y arranque glacial

En Sanaría son muy abundantes las estrías muy visibles en las rocas ígneas que bordean el lago grande, como se puede ver en la siguiente fotografía:

Figura nº 85: estrías glaciares en una roca en lomo de ballena a la orilla del Lago
Grande de Sanabria (Zamora).

Las fisuras son poco profundas (mmts) y bastante largas (mts) rectilíneas y paralelas e indican una dirección del flujo en dirección Oeste-Este:

Figura nº 86: Estrías glaciares en un granitoide pulido. Ribadelago (Sanabria).

En la fotografía anterior se puede apreciar que en algunos casos la ficción del hielo además de estrías ha producido el pulido de las rocas.

En la siguiente imagen se puede ver una composición de imágenes que ilustran el retroceso del hielo en una glaciar alpino y la formación de un lago glaciar:

El Glacial de Sanabria:

Durante la glaciación Würm, Sanabria estaba integrada en el foco de glaciarismo del Macizo Galaico donde se formo un casquete glaciar alimentado por las nieves caídas en las zonas del mencionado macizo situadas a cotas superiores a los 2.000 msnm. De este casquete salían lenguas de hielo en varias direcciones constituyendo valles glaciares.

Figura nº 88: Grosor del hielo en la zona de Sanabria. En color verde de 100 a 200 metros, en color
azul de 200 a 400 metros.

A la zona del Lago de Sanabria llegarían tres lenguas glaciales que saldrían del casquete glacial del Macizo Galaico, en la zona de la Sierra Segundera: las lenguas del Valle del Tera, del Valle del Cárdena y la del Valle del Segundera.

Figura nº 894: Lenguas glaciales que llegaban al Lago de Sanabria (Zamora).

Estas tres lenguas han dado origen a tres valles por los que circulan los Ríos Tera, Cárdena y Segundera que desembocan en el Lago Grande de Sanabria.

Figura nº 90: Valle glaciares que terminan en el Lago de Sanabria.

Son valles glaciales con forma en U aunque el efecto de la erosión fluvial ha permitido que algunos adquieran una forma en V y que forman parte de una misma cuenca hidrográfica: la cuenca que drena al lago de Sanabria. Esta cuenca ocupa una superficie de 127,3 Km2 (De Hoyos 1996) y esta formada por dos subcuencas, una alargada en dirección norte-sur siguiendo el cauce del Rio Tera y otra en dirección oeste-este cuyas aguas son drenadas por los ríos Cárdena y Segundera afluentes del Rio Tera antes de su entrada al Lago de Sanabria.

Figura nº 91: Valle glaciar en forma de U. Sanabria.

La parte alta de la cuenca se sitúa en la zona de unión de las sierras Segundera y Cabrera desde esta zona hasta el lago el terreno tiene una pronunciada inclinación. Una cresta montañosa une las dos sierras con sus principales cumbres (Peña La Ribera, Peña Trevinca, Peña Negra y el Picón), constituyendo una alineación de horns o picos glaciares que separan dos vertientes principales una orientada al norte y otras al sur.

Figura nº 92: Modelo digital de elevación del hielo encelado casquete glaciar de Sanabria.

En la vertiente meridional se desarrollan un conjunto de circos glaciares: el mas alto situado en la ladera oriental de la Peña Negra (2.124 msnm) donde se sitúa el nacimiento del Rio Tera (1.890 msnm) al que se opone otro circo desarrollado en la ladera occidental de la Peña Vidulante (2.053 msnm). Entre la Peña Trevinca ( 2.127 msnm) y la Peña Vedada (2.014 msnm) se desarrolla otro circo glacial abierto hacia el Este y seguido de otro circo con la misma orientación entre este y la Peña Mermiñeira (1.946 msnm) en la ladera opuesta otro circo se desarrolla entre la Peña Vidulante y el Alto del Rio Pedro (2.028 msnm). Mas al sur se encuentra el Circo de la Laguna de Lacillo, en la ladera oriental del Pico Moncalvo (2.044 msnm). A partir de este punto el valle se estrecha y en la zona de la Presa del Tera se alcanza la rotura de pendiente que marca el inicio del Cañón del Rio Tera.

Figura nº 93: Algunos de los circos glaciares que se desarrollan en la cabecera del Río Tera (Sanabria)

Esta pendiente llega prácticamente hasta la orilla del Lago de Sanabria al contrario que en la orilla oeste la pendiente es menos pronunciada. Hay una zona llana desde la orilla del lago hasta la rotura de la pendiente, zona que esta rellena de sedimentos aportados por el rio. Al este el lago se cierra con un conjunto de morenas glaciares.

Figura nº 94: Mapa glaciar de Sanabria.

El valle principal es el Valle del Rio Tera que nace en la vertiente oriental de la Peña Negra (Porto) a una cota de 1.890 msnm y discurre hacia el sur a través de un valle glaciar en U en el que se localizan los embalses de la Vega del Conde y de la Vega del Tera y las lagunas de Lacito, de Rábano y otras mas pequeñas localizadas en la vertiente oriental de la Sierra Segundera.

Figura nº 95: El Canon del Rio Tera (Sanabria).

A partir de la Presa de Vega de Tera (1.530 msnm) el cauce discurre durante casi 6 kilometros por el muy abrupto Cañón del Rio Tera hasta alcanzar Ribadelago (1.100 msnm) donde se une con los ríos Cárdena y Segundera, Esta zona tan abrupta correspondería a un umbral glacial (verrou) donde se produce una elevación suelo glaciar una intensa erosión por fricción del hielo y después de la retirada de los hielos se forman desfiladeros, lagos colgados y otras abruptas formas topográficas.

Figura nº 96: Esquema de un glaciar con la situación del umbral (verrou) glacial. Los embalses de
Vega de Tera, de Cárdena y de Puente Porto corresponde a lagos de verrou.

Los valles de los ríos Cárdena y Segundera, afluentes del Rio Tera, fluyen en dirección de Oeste a Este hasta Ribadelago. El Rio Cárdena presenta un trazado sinuoso desde su nacimiento a 1.690 msnm recibiendo el aporte de las aguas de los lagunas de Camposagrado, trazado que se hace rectilíneo al discurrir a favor de una fractura de dirección E-W, discurriendo por un valle abierto hasta El Embalse de Cárdena (1.570 msnm) desde donde se encaja en el terreno hasta llegar a Moncabril (1.020 msnm).

A partir del Embalse de Cárdena el rio recibe las aguas de un conjunto de lagunas entre las que destaca el Embalse de Garandones,

El Rio Segundera nace en las Lagunas de Camposagrado (1.620 msnm) discurriendo hacia el Este pero al contrario que el Rio Cárdena, lo hace por un cauce muy sinuoso y encajado en las rocas. Este rio recibe agua de una serie la lagunas situadas en la Sierra de Porto de las cuales la principal es el Embalse de Puente Porto.

En el caso de los ríos Cárdenas y Segundera no se observan circos glaciares salvo quizás la zona donde se situa en embalse de la Sierra de Porto.

En las zonas de umbrales (verrou) de estos tres ríos el paisaje esta caracterizado por la existencia de grandes rocas en forma de lomos de ballena y rocas aborregadas de gran escala con longitudes de cientos de metros.

Estos tres ríos se unen en Ribadelago Viejo y desembocan en el Lago de Sanabria en Ribadelago Nuevo De este lago ya hemos hablado anteriormente.

EL LAGO GRANDE:

El lago de Sanabria se localiza a 1.000 m sobre el nivel del mar ocupando una depresión glaciar en el valle del río Tera. El lago de Sanabria pertenece al grupo de lagos formados por la actividad de glaciares y es el único lago de este tipo (llamados lagos marginales o de barrera glaciar) que existe en la Península Ibérica (Margalef, 1983).

Figura nº 97: Lagos glaciares.

La cubeta que ocupa el lago de Sanabria se ha formado a partir de un valle fluvial posteriormente modificado por acción glaciar. Como ya se ha mencionado anteriormente la lengua de hielo que excavo el valle se formo durante la glaciación del Würm cuando se acumularon en las sierras Segundera y Cabrera grandes cantidades de hielo originando un glaciar de meseta o casquete situado a 1.500-1.700 m de altitud. Este glaciar de meseta alimentaba varias lenguas de hielo que bajaban del altiplano aprovechando valles fluviales anteriormente existentes.

Figura nº 98: Extension del hielo en los valles glaciares de Sanabria.

La confluencia de la lengua glaciar del Tera con la que descendía por los valles del Segundera y del Cárdena, desde las zonas elevadas (1.700 msnm) hasta la altura de Ribadelago (1.000 msnm), dio lugar a una acumulación de hielo con cerca de 300 metros de espesor, superior en algunos puntos. Esta lengua glaciar arrancó y arrastró grandes cantidades de materiales que originaron las morrenas laterales que se observan actualmente a ambos lados del valle del lago y la serie de siete morrenas frontales que cierran el valle y marcan los sucesivos retrocesos del glaciar. La más alejada se encuentra en las proximidades del pueblo de Pedrazales (Vega & Aldasoro, 1994), mientras que el más próximo de estos arcos morrénicos es el que cierra la actual cubeta del lago.

Figura nº 99: Mapa geomorfológico de los alrededores del Lago de Sanabria.

La morfología actual del Lago de Sanabria es la consecuencia de la interacción entre las fuerzas del hielo del glaciar junto a la escasa pendiente del valle en este tramo y la litología de la cubeta en una zona que es de transición entre granitos y gneises. A estas fuerzas originales se añaden los derrumbes, la erosión fluvial y los aportes fluviales del Tera que han ocasionado el rellenado de la orilla oeste del lago. Longitudinalmente el lago se divide en dos cubetas: una cubeta occidental que es la más profunda, con una profundidad máxima de 51 m. y una cubeta oriental con una profundidad máxima de 46 m. Estas dos profundidades máximas se corresponderían con los dos centros de máxima presión de los hielos. La presencia de más de una zona profunda o cubeta, con barreras de separación, se produce también en otros lagos formados en un valle sobre excavado por la acción de un glaciar (Hutchinson, 1957).

Se trata de un típico valle de erosión glaciar, en forma de U, con sus orillas norte y sur son casi verticales. La sección longitudinal muestra que tanto la orilla este como la oeste tienen una inclinación más suave que es debida a los sedimentos que el río Tera va depositando y que ya rellenaron el lago por su parte occidental, la zona de Ribadelago Nuevo, formando tierras de aluvión cultivables.

En la cubeta occidental y muy próxima a la costa, se encuentra una pequeña isla (700 m2) formada por materiales graníticos, prolongación del peñón del Castro, sobre la que se han acumulado de forma artificial cierta cantidad de rocas, y existen restos de un antiguo embarcadero, en la batimetría se observa que hacia el E de esta isla y sumergida a unos 10 metros de profundidad una réplica casi exacta de la misma. Desde aquí el fondo cae bruscamente hasta 35 metros de profundidad. Tanto en la cubeta este cómo en la oeste, la conformación de los fondos por debajo de los 35 metros de profundidad, con pendientes más suaves, responde sobre todo a la acumulación de sedimentos orgánicos (lodos) que con una potencia estimada de 12 metros, han ido rellenando la cubeta del lago a una tasa aproximada de 1 mm/año.

La cubeta oeste muestra una mayor abundancia de promontorios rocosos que llegan a elevarse unos 20 metros sobre el fondo, uno de ellos, situado en las proximidades de la orilla sur de esta cubeta, se alza hasta apenas 8 metros de la superficie. La unión de las dos cubetas se realiza por encima de la isolínea de -30 m, al norte y al sur del promontorio de grandes dimensiones que separa ambas cubetas con una altura que alcanza en el centro unos 10 metros sobre los fondos inmediatos. La cubeta E alberga la máxima profundidad del lago: 51 metros. En la orilla este de esta cubeta y correspondiéndose con las escotaduras que presenta en superficie la morrena frontal se observan, en las profundidades inmediatas, restos de canales posiblemente formados por erosión a contracorriente de dos antiguos cauces de salida, uno en la esquina norte (La Folgosa) y otro en la mitad de la orilla este (Los Arenales). Este mismo fenómeno de erosión se observa en la actual salida del Tera, en la esquina sur de esta orilla.

Figura nº 101: Bloques erráticos en la orilla oriental del Lago de Sanabria.

La forma del lago de Sanabria es cóncava. aproximándose a una forma parabólica, con un fondo casi plano y grandes pendientes desde las orillas hacia el mismo. Se trata de un lago oligotrófico.

Los principales parámetros del lago son los siguientes:

-Área del lago: 3.475.798 m2.

-Área de la cuenca drenante: 12.730 hm2.

-Longitud de la línea de costa: 9.518 m.

-Volumen de agua: 96.289.887 m3.

-Longitud máxima del lago: 3.160 m.

-Anchura mínima: 900 m.

-Profundidad máxima de la cubeta E: 51 m.

-Profundidad máxima de la cubeta W:46 m.

Los bordes septentrional y meridional del Lago con abruptos mientras que los del este y el oeste son de pendientes mas suaves. El borde occidental es una superficie llana colmatada por sedimentos fluvioglaciares y dividida en dos partes por el Peñón de Castro. A la salida del Cañon de Tera hay una acumulación de depósitos de morrena de fondo.

El borde oriental del Lago esta cerrado por hasta 9 arcos morrénicos con espacios intermorrénicos colmatados por sedimentos fluviolacustres. Según Ródriguez-Ródriguez et al 2011 estos arcos morrénicos corresponden a 10 episodios de retroceso del frente glaciar. Además de los arcos morrénicos (morrenas frontales) hay dos morrenas laterales una en la vertiente norte del Lago a 400 metros de altura y la otra en la vertiente meridional a 100 metros de altura de la orilla con depósitos fluviolacustres asociados.

LAGUNAS GLACIARES.

En las cuencas de los ríos Tera, Cárdenas y Segundera son muy abundantes las lagunas glaciares algunas de ellas transformadas en embalses de utilidad hidroeléctrica. Se trata de lagunas de pequeño tamaño y distinto origen.

Figura nº 102: La presa (reconstruida) del Embalse de la Vega del Río Tera en Sanabria.

En la cuenca alta del Rio Tera se localizan varias lagunas: los embalses de la Vega del Conde y de la Vega del Tera y las lagunas del Lacillo y de Rábano, así como algunas mas pequeñas.

Figura nº 103: Pequeño embalse en la parte final del Río Tera (Ribadelago; Sanabria).

Las lagunas de los Peces y de las Yeguas se encuentran en una meseta a 1.700 msnm de cota sin conexión con ningún cauce fluvial importante.

Figura nº 104: Laguna de las Yeguas (Sanabria)

En la zona de los ríos Cárdena y Segundera hay numerosas lagunas, en el primero en la zona de Garandones a cotas de 1.600 msnm y en el segundo en la zona de Portilla Matías a una cota similar.

RESUMEN.

Esta zona ha tenido una compleja historia geológica que comenzó en el Precámbrico Superior y termino en el Holoceno, con un largo impase que abarco todo el Mesozoico y el Cenozoico. Además de litologías ígneas plutónicas (granitoides) son muy característicos de la zona los gneises glandulares (augen gneiss), unas rocas metamórficas caracterizadas por la abundancia de fenocristales de feldespato potásico (ortosa) con la característica macla de Carlsbad, y los no menos característicos cuarzos azules que dan nombre a esta unidad litoestratigráfica; Formación Ollo de Sapo.

El magmatismo del Ordovícico temprano en la Península Ibérica esta muy extendido en la Zona Central del Macizo Ibérico (ZCI) que representa el autóctono varisco. La mayor parte de este magmatismo aconteció en un lapso de tiempo relativamente corto entre los 500 y los 470 M.a. La Formación Ollo de sapo y los granitoides relacionados se agrupan en una edad alrededor de 495-483 M.a. con algunas intrusiones ígneas mas jóvenes.

Las cotas a las que se sitúan las distintas lagunas glaciares en la zona del Lago de Sanabria parecen indicar que el casquete glaciar que durante el Ultimo Máximo Glaciar cubría el Macizo Galaico se desarrollo a cotas de 2.000 msnm y que a partir de una cota de 1.600 msnm varias lenguas glaciares se descolgaban de este casquete glaciar. Estas lenguas de hielo bajaban por antiguos valles fluviales hasta alcanzar el punto de fusión del hielo sobre los 1.000 msnm.

El avance y la fricción del hielo sobre el fondo del glaciar genero, en la zona de las Sierras Segundera y Cabrera, un paisaje muy singular de rocas graníticas forman los característicos lomos de ballena y grandes acalanaduras dispuestas siguiendo una densa red de fracturas tectónicas. La otra destacable característica geológica es la geomorfológica glaciar. Solo en la Valle del Rio Tera se pueden observar un complejo glaciar completo que abarca:

-Horns glaciares (picos piramidales): forman la cresta formada por las Peñas Trevinca, Negra y Surbia con cotas superiores a los 2.000 msnm en la unión de las Sierras Cabrera y Segundera.

-Circos glaciares: se encuentran en la parte mas alta de las cuencas fluviales (Tera, Cárdena, ...) en zonas donde se producía la acumulación de nieve y formación de hielo.

-Valles fluviales; presentan la típica forma en U y por ellos fluye el hielo en forma de una lengua glaciar que transporta hacia abajo los materiales arrancados en el lecho y los laterales del glaciar.

-Lagos glaciares: Son muy numerosos en la zona de Sanabria, sobre todo en la Sierra Segundera, son lagos formados en antiguos circos glaciares y en los valles glaciares por cierres morrénicos en antiguos umbrales. El Propio Lago de Sanabria tiene un origen glacial y es el mas grande con este origen de toda España.

-Morrenas: Los materiales arrancados por la acción del hielo sobre el suelo y los laterales, son transportados por el hielo en forma de morrenas que pueden ser de fondo laterales, centrales y superficiales. Estos materiales forman depósitos conocidos como tills y compuestos de arcillas, limos, arenas, gravas, cantos y bloques (algunos de gran tamaño conocidos como bloques erráticos). En Sanabria estos materiales se pueden ver en los alrededores del lago, principalmente en San Martin de Castañeda (morrena frontal) y en la zona oriental del lago (Arenales de Vigo y Lagonallos) en forma de morrenas frontales.

Un recorrido por la zona del Lago nos permitirá ver todas estas estructuras glaciares y las principales litologías. Por la carretera Za-103 podremos ver los depósitos de tills que forman las morrenas frontales del Lago de Sanabria. Siguiendo esta misma carretera podremos ver la morrena lateral de San Martin de Castañeda y una vez pasada esta población, al lado de la carretera hay afloramientos de las facies gruesas de gneis glandulares.

Esta carretera termina en la Laguna de Los Peces una típica laguna glaciar. En los alrededores de esta laguna se puede ver las facies finas de los gneis glandulares con abundancia de cuarzos azules (ollo de sapo), formas erosivas glaciares (rocas con lomo de ballena), algunos valles glaciares en U y una típica vegetación de altura.

La excursión se puede completar visitando Ribadelago (Carretera ZA 104) en la orilla occidental de lago de Sanabria aquí podremos ver la parte baja del Cañón del Rio Tera con un bosque de encinas bien desarrollado. En la orilla meridional del Lago de Sanabria a la altura del Hotel Don Pepe se pueden observar varias rocas graníticas alomadas con unas bien marcadas estrías glaciares.

BIBLIOGRAFIA.

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A U-Pb zircón age (479+-5 Ma) from the uppermost layers of de Ollo de Sapo Formation near Viveiro (NW Spain): implication for the duration rifting-related Cambro-Ordovician volcanims in Iberia. M.A, López-Sánchez et al 2.014.

The Cambro-ordovician Ollo de Sapo magmatim in the Iberian Massif and its Variscan evolution: a review: MarcosGarcia-Arias et al 2.018.

El Devónico Inferior de Aboño-Xivares (Asturias; España).

2023-09-05T11:18:00.003-07:00

RESUMEN.

El perfil del Paleozoico que aflora entre la Ría de Aboño y la Playa de Xivares proporciona un buen corte del Grupo Rañeces en la zona más oriental de la Región de los Cabos Peñas-Torres. En este acantilado se puede levantar un perfil, bastante completo, que abarcaría desde la base del Grupo, la Formación Calizas de Nieva hasta la formación superior del mismo, las Calizas y margas de Aguión (Calizas de Arnao). En esta localización las formaciones presentan algunas diferencias con las definidas en los correspondientes estratotipos, que están situados más al oeste. Las principales diferencias serian:

-1. La Formación Calizas de Nieva presenta calizas negras con un característico moteado de cristales de calcita blanca con intercalaciones de margas negras y niveles de corales rugosos fasciculados del Primer Episodio Arrecifal devónico, estas calizas no están descritas en su estratotipo. El techo de la formación está formado por margas negras lumaquélicas con geodas rellenas de calcita blanca y colonias de corales rugosos fasciculados y favositidos en, al menos, dos niveles biostromicos. Algunas de las colonias coralinas presentan el suficiente estado de conservación para clasificarlos a escala de especie mediante un estudio paleontológico detallado.

-2. La Formación Dolomías de Bañugues, no descrita en la cartografía geológica disponible, presenta un marcado adelgazamiento de su grosor, presentando tan solo 5 metros de calizas dolomíticas grises claras en bancos poco gruesos con laminaciones orgánicas estromatóliticas, planos de estratificación estilotizados y grietas de desecación, en unas facies muy similares a las descritas en Bañugues.

-3. La Formación La Ladrona (Ferroñes) presenta unas litologías no descritas en ningún perfil consultado, concretamente: calizas en facies griotte en su base y brechas intraformacionales, de varios tipos, en su parte superior. Además de un alto contenido en niveles de dolomías amarillas.

4.- La Formacion Calizas y Margas del Aguión (Calizas de Arnao) se presenta en facies de calizas rojas encriniticas y biostromales con gran desarrollo de las faunas de braquiópodos, briozoos, crinoideos y corales.

En la Playa de Xivares de ha descrito una nueva estructura tectónica: el Anticlinal de Xivares, de núcleo lutítico y flancos de calizas encriníticas que había pasado desapercibido hasta el momento.

SUMMARY.

The Paleozoic profile located between the Ria de Aboño and the Playa de Xivares provides a good section of the Rañeces Group in the easternmost area of the Cabos Peñas-Torres Region. An almost complete profile can be raised that would cover from the base of the Group, the Calizas de Nieva Formation to its upper formation, the Limestone and marl of Aguión (Calizas de Arnao). In this location the formations present some differences with those defined in the corresponding stratotypes, located further west. The main differences would be:

-1. The Calizas de Nieva Formation presents black limestones with a characteristic mottling of white calcite crystals with intercalations of black marl and levels of rough fasciculated corals from the First Devonian Reef Episode not described in its stratotype. The roof of the formation is formed by black lumaquelic marls with geodes filled with white calcite and colonies of rugose fasciculated and favositid corals in at least two biostromal levels. Some of the coral colonies present a sufficient state of conservation to be classified at the species level through a detailed paleontological study.

-2. The Dolomías de Bañugues Formation, not described in the available geological cartography, presents a marked thinning in its thickness, presenting only 5 meters of light gray dolomitic limestone in thin banks with stromatolitic organic laminations, stylized stratification planes and desiccation cracks, in facies very similar to those described in Bañugues.

-3. The La Ladrona Formation (Ferroñes) presents lithologies not described in any profile consulted, specifically: limestone in griotte facies at its base and intraformational breccia, of various types, in its upper part. In addition to a high content of dolomite snow.

4.- The Aguión Limestone and Marl Formation (Arnao Limestone) occurs in red encrinitic and biostromal limestone facies with great development of brachiopod, bryozoan, crinoid and coral faunas.At Xivares Beach, a new tectonic structure has been described: the Xivares Anticline, with a shaly core and flanks of encrinitic limestone that had gone unnoticed until now.

ENCUADRE GEOLOGICO

En esta entrada se describirá el perfil del Devónico Inferior que parece entre la Ría de Aboño y la Playa de Xivares el afloramiento mas oriental de los materiales de esta época en Asturias. El perfil se encuadra dentro de la Zona del Cabo Peñas-Cabo Torres, la más septentrional de las que constituyen la Región de Pliegues y Mantos de la Cordillera Cantábrica y que, a su vez, es la más interna del arco descrito por las estructuras del Cinturón Varisco (Arco Ibero-Armoricano). En la Región Peñas-Torres las zonas situadas mas al oeste (Cabo Peñas) presentan algunas características geológicas (tectónicas y estratigráficas) más parecidas a la Zona Asturoccidental Leonesa (ZAOL), mientras que las situadas más al este (Cabo Torres) son más de la Zona Cantábrica (ZC). Tal como se puede observar en la siguiente figura esta zona está separada del resto por una gran estructura, la Falla de Ventaniella.

Figura nº 1: Esquema geológico de la Zona Cantábrica (Universidad de Oviedo) indicando la situación de la Región del Cabo Peñas-Torres.

A lo largo de la costa de esta Región aflora una serie paleozoica casi completa (Ordovícico - Pérmico) constituyendo los materiales más antiguos (cuarcitas ordovícicas) los extremos de la misma que se presentan formando los salientes de los Cabos Peñas y Torres. La sedimentación tuvo lugar en un contexto geodinámico de margen continental pasivo, localizado en el margen septentrional del gran continente de Gondwana que durante el Devónico Inferior se encontraba a la altura del trópico de Capricornio lo que condiciono la sedimentación en una amplia plataforma marina subtropical.

Figura nº 2: Esquema paleogeográfico con la situación de la Península Ibérica durante el Devónico. La sedimentación ocurría en una plataforma marina del Océano Reico en el margen del Continente Gondwana a una latitud correspondiente con el Trópico de Capricornio.

A lo largo del acantilado, entre la Playa de Xivares y la Ria de Aboño, aflora una serie carbonatada de edad Devónico Inferior que se asimila al Complejo de Rañeces tal como se puede ver en el perfil del MAGNA (Hoja de Gijón) de la siguiente figura.

Figura nº 3: Perfil geológico de la zona comprendida entre Candás y el Cabo Torres (Gijón).
Hoja del MAGNA de Gijón.

ESTRATIGRAFIA REGIONAL.

En la Zona de los Cabos de Peñas-Torres aflora una sucesión estratigráfica prácticamente completa del Paleozoico, representada por un Paleozoico Inferior eminentemente siliciclástico que se encuentra representado por las formaciones Barrios, Luarca, Castro, Formigoso y Furada y un Paleozoico Superior formado por una alternancia de formaciones carbonatadas y detríticas devónicas y carboníferas.

Figura nº 4: Columna litoestratigráfica sintética del Paleozoico de
la Región de los Cbos Peñas-Torres. (P.Farias, 2008)

Mas concretamente, en las Playas de Aboño – Xivares encontramos que el Paleozoico está representado por el Grupo Rañeces del Devónico Inferior constituyendo un conjunto de formaciones carbonatadas, alguna de ellas muy fosilíferas que serán descritas de manera detallada a continuacion.

El Devónico aflora a lo largo de la Rodilla Astúrica (ZC) describiendo un arco entre la Región del Cabo Peñas y la montaña Palentina, pasando por el Norte de León tal como se puede ver en la siguiente figura:

Figura nº 5: Mapa esquemático con la distribución de los afloramientos devónicos de la Zona Cantábrica. Se observa como hacia el interior de de Rodilla Astúrica no hay afloramientos de rocas de este periodo.

El Devónico Inferior se extiende en un espacio temporal comprendido entre los 419 y los 393 Ma y se subdivide en tres pisos o edades: Lockhovinse (+-9 M.a.), Pragiense (+-3 M.a.) y Emsiense (+-10 M.a.).

Figura nº 6: Geocronologia del Devónico según la Carta
Geocronológica Internacional.

En algunas de las literaturas consultadas, además del Emsiense, se mencionan otros dos pisos Siegeniense y Gediniense, el piso Sieginiense correspondería en su mayor parte con el Praguiense mientras que el piso Gediniense se corresponde con el Lochkoviense.

En la Zona Cantábrica las rocas devónicas afloran sobre todo en la Región de Pliegues de Mantos (ver figura nº 1) con una sucesión más completa hacia la parte externa del Arco y que se acuña hasta desaparecer hacia la parte interna del mismo (ver figura nº 5). El Devónico está formado por una alternancia de hasta 2.000 metros de espesor de sedimentos silíceos aportados desde el este (Macizo Cántabro-Ebroico) y carbonatados depositados en una plataforma marina somera en la que se desarrollaron grandes arrecifes coralinos en un ambiente subtropical.

En la siguiente figura se puede ver la sucesión del Devónico en la Zona Astur-Leonesa con las formaciones que la componen, su edad y los principales episodios arrecifales:

Figura nº 7: Esquema cronoestratigráfico con las edades y unidades del Devónico Astur-Leones y los principales episodios arrecifales.

EL GRUPO RAÑECES.

Comte (1959) fue el primero en utilizar este término para describir materiales de edad Gediniense-Siegeniense-Emsiense que aparecen en la Ensenada de Rañeces y de Bañugues y comprendían las formaciones Nieva, Ferroñes y Arnao, a las que posteriormente (1976) se añadiría la Formación Bañugues. Actualmente el Complejo se divide, de abajo a arriba, en: Formación Calizas de Nieva, la Formación Dolomías de Bañugues, la Formación Calizas y pizarras de Ferroñes y las Calizas de Arnao o Calizas y margas de Aguión de edad geológica Devónico Inferior, comprendida entre el Gediniense superior y el Emsiense Superior.

Debido a cambios laterales de facies estas Unidades litoestratigráficas son difíciles de utilizar en la zona central de Asturias por lo que se han definido, para su utilización en estas zonas, una serie de unidades informales: (1)- Calcáreo-margosa inferior o Calizas de Nieva, (2)- Dolomítica areniscosa o Dolomías de Bañugues, (3)- Calcáreo-lutítica o Calizas y pizarras de Ferroñes, (4)- Calcáreo-margosa superior o Calizas y margas de Aguión y (5)- Terrígena del Aramo (Vera de La Puente 1988).

El equivalente del Grupo Rañeces en León es el Grupo La Vid compuesto por las formaciones Dolomías de Felmin, Calizas de La Pedrosa, Pizarras de Valporquero y Calizas de la Coladiella. En el siguiente cuadro se puede ver la correlación entre las distintas formaciones de ambos grupos:

Figura nº 8: Esquema de la correlación estratigráfica entre los Grupos Rañeces
(Asturias) y La Vid (León).

La sedimentación del Devónico Inferior tuvo lugar en una amplia plataforma marina con varios tipos de medios sedimentarios y distintas condiciones energéticas en los que se fueron depositando las diferentes formaciones de los Grupos Rañeces / La Vid. En el siguiente esquema (C. Vera de La Puente, 1988) se resumen estos distintos ambientes sedimentarios y la distribución de las Formaciones, así tenemos que las formaciones Nieva y Ferrones se depositarían en una plataforma abierta con una rampa profunda terrígena de baja energía y una rampa somera carbonatada de baja energía, por debajo del nivel inferior de la marea. En cambio, las Calizas y margas de Aguión y las Dolomías de Bañugues se depositarían en una plataforma protegida de baja energía con desarrollo de lagoon y llanura de mareas.

Figura nº 9: Modelo sedimentario del Grupo Rañeces.

En la siguiente figura se detallan los ambientes sedimentarios de las formaciones del Grupo Rañeces agrupados en dos grandes ciclos sedimentarios:

Figura nº 10: Columna sintética del Grupo Rañeces y sus ambientes sedimentarios
agrupados en dos grandes ciclos (C. Vera de la Puente, 1988).

En 1992 J. García-Alcalde propuso una nueva denominación de las unidades litoestratigráficas del Grupo Rañeces, proponiendo una nueva denominación para las Formaciones Calizas de Arnao y Ferroñes: las Formaciones La Ladrona y Aguión basadas en nuevas localizaciones tipo. En el siguiente cuadro se puede ver una comparativa de las denominaciones utilizadas por cada autor para subdividir el Grupo Rañeces.

Figura nº 11: Cuadro comparativo denominaciones de las unidades.

A continuación se describirán de manera mas detallada las unidades litoestratigráficas que constituyen el Grupo Rañeces. De muro a techo tenemos:

FORMACIÓN CALIZAS DE NIEVA (Barrois 1.882).

Sobre las Areniscas de Furada (Pridoliense) se sitúa una Unidad constituida por alternancias de calizas grises arcillosas y pizarras negras. Esta Formación se han dividido en dos partes, las Calizas inferiores de Nieva formadas por 50 a 100 metros de pizarras negras alternando con areniscas y calizas con faunas gedinienses y las Calizas superiores de Nieva constituidas por 250 a 300 metros de calizas grises en estratos gruesos que hacia arriba se hacen más delgados y margosos. Estas calizas contienen faunas siegenienses.

La edad de la Formación seria Lochkoviense -Praguiense (Gediniense-Siegeniense).

Figura nº 12: Aspecto pizarroso del Formacion Nieva en Bañugues. A la derecha de la foto
se observa un pliegue tumbado muy apretado.

El paso a la infrayacente Formación Areniscas de Furada es gradual apareciendo en la base de la misma unas decenas de metros (30 m) de lutitas oscuras con escasos fósiles y lentes delgadas de calizas bioclásticas que hacia arriba se van haciendo más numerosas y gruesas. El resto de la Unidad esta formada por calizas grises bioclásticas y fosilíferas en capas ondulantes y lenticulares a veces muy gruesas (2 m), bioturbadas y con estructuras sedimentarias tales como ripples, laminaciones paralelas y cruzadas, etc…. Estas calizas alternan con lutitas carbonatadas y/o margas fosilíferas y bioturbadas. La fauna es bentónica y está compuesta por braquiópodos, crinoideos, corales, briozoos y tentaculites, a veces formando lumaquelas.

Figura nº 13: Aspecto de las calizas negras con margas del mismo color con abundantes
braquiópodos en El Picu (Bañugues).

En Bañugues, la Formación presenta un aspecto esquistoso y está constituida por una alternancia de margas negras y calizas en estratos de grosor submétrico con lumaquelas de bivalvos. La deformación por plegamiento es muy intensa lo que genera una marcada pizarrosidad.

Figura nº 14: Aspecto general de la Formacion Nieva en Bañugues.

La parte superior de la Formación (Calizas superiores de Nieva) está formada por calizas bioclásticas y fosilíferas, a veces dolomítizadas, en estratos tabulares de 0,4 a 2 m. de grosor con intercalaciones delgadas de lutitas y biostromos de hasta 5 m de grosor, de corales tabulados ramificados (Thamnoporas) y algunos estromatopóridos en posición de vida, en capas de calizas framestone, rudstone o floatstone. Las calizas presentan estructuras sedimentarias (estratificaciones cruzadas, ripples, laminaciones paralelas y bioturbaciones).

Figura nº 15: Aspecto de las Calizas Superiores de Nieva en el Picu (Bañugues).

En la parte superior de esta Formación se localiza el Evento de extinción SULCATUS. Este bioevento ocasiono la extinción de algunos braquiópodos y la aparición de otros géneros (Plicathyris, Anathyris, Hysterolites,…). Lo mismo paso con los trilobites con la extinción del género Acastella y la aparición de Pseudocryphaeus. Los primeros niveles que contienen corales en el Devónico Inferior de la Cordillera Cantábrica se localizan en la parte superior de esta Formación y estratigráficamente se sitúan ligeramente por encima del Evento Sulcatus. Este evento se reconoce en la Zona Cantábrica por un cambio de color de rocas carbonatadas y lutitas de tonos gris oscuro a calizas encriníticas claras (límite Lochkoviense-Praguiense), que ha sido interpretado en diferentes cuencas devónicas del mundo como indicador de una rápida regresión (descenso del nivel del mar) acompañada por un evento anóxico a corto término.

Se trata de un geoevento de importancia menor pero bien representado a nivel mundial. En la Cordillera Cantábrica, el cambio biológico es sustancial y se manifiesta, además, por el declive de varios linajes de organismos fósiles (fundamentalmente braquiópodos y trilobites) por la aparición, inmediatamente por encima del nivel del evento, de los primeros episodios arrecifales construidos por corales rugosos coloniales, corales tabulados y estromatoporoideos.

Las facies arrecifales generalmente se encuentran algunos metros por encima del límite Lochkoviense/Pragiense. Están formados por dos tipos de unidades bioestromales, que tienen un espesor de hasta 1,5 m:

1) biostromas de corales ramificados y

2) biostromas compuestos por corales tabulados masivos y estromatoporoides.

Los corales rugosos fasciculados son los principales constructores de los biostromas. El taxón más común es Disphyllum sp. que es el único presente en la mayoría de las secciones aunque no era un género muy común en esos momentos. Esta especie muestra un aumento bastante rápido en número y tamaño de coralitos.

Figura nº 16: El coral rugoso fasciculado Disphyllum caespitosum.

Los corales rugosos mas abundantes eran de los Generosa Embolophyllum sp. y Tryplasma aequabile LONSDALE este ultimo mas cosmopolita.

Figura nº 17: El coral Tryplama loveni del yacimiento de Colle (León).
Museo virtual de Paleontología de la Universidad de Huelva.

Varios géneros de corales tabulados de diferentes morfologías aparecen en ambos tipos de biostromas. Los corales tabulados masivos están representados por dos especies del género Favosites (Favosites) intricatus POČTA y Favosites aff. goldfussi pyriformis LECOMPTE) y una especie del género Squameofavosites (S. ex. gr. cechicus GALLE).

Figura nº 18: El coral tabulado Favosites godfussi.

La mayoría de los corales tabulados ramificados pertenecen al género Thamnopora (la especie T. yavorski DUBATOLOV es principalmente abundante). Los corales tabulatomórficos están representados por Heliolites cf. praeporosus KETTNEROVÁ. De esta fauna, Squameofavosites ex. gramo. cechicus es el único taxón encontrado en todos los perfiles.

Los principales constructores de biostromas masivos son esponjas de tipo estromatoporoide. Están representados por seis especies pertenecientes a cinco géneros: Plectostroma salairicum (YAVORSKY), que se presenta en todas las secciones estudiadas, Intexodictyon perplexum YAVORSKY, Habrostroma cf. centrotum (GIRTY), Parallelostroma sp., y dos nuevas especies del género Labechiella.

A partir del Emsiense los géneros de corales tabulados fueron comunes y cosmopolitas. En la parte superior de la Formación está formada por calizas bioclásticas y fosilíferas, a veces dolomítizadas, en estratos tabulares con intercalaciones delgadas de lutitas y biostromos de corales tabulados ramificados (Thamnoporas) y algunos estromatopóridos en posición de vida en capas de framestone, rudstone o floatstone. Las calizas presentan estructuras sedimentarias (estratificaciones cruzadas, ripples, laminaciones paralelas y bioturbaciones).

La Formación Calizas de Nieva es una secuencia de carácter regresivo con una somerización a techo. Las Capas Inferiores de Nieva se depositaron en una plataforma dominada por las tormentas que evoluciona a depósitos litorales dominados por la acción de las olas y de las mareas, que constituyen las Capas Superiores de Nieva, depositadas en un medio de lagoon-llanura de marea sobre la que se deposita la formacion suprayacente las Dolomias de Bañugues.

C. Vera de la Puente en su tesis doctoral (1988) asigna esta Unidad un espesor de 200 m. con una parte inferior constituida por 30 m de lutitas oscuras con pistas y algunos fósiles, que gradualmente hacia arriba pierde contenido en terrígenos y los gana en carbonatos, con intercalaciones delgadas lentes de calizas bioclásticas y limosas laminadas que aumentan en cantidad y grosor según se asciende en la serie hasta pasar a calizas grises bioclásticas y fosilíferas en capas ondulantes y lenticulares de hasta 2 metros de espesor con abundantes estructuras orgánicas e inorgánicas. Estas calizas alternan con lutitas y margas bioturbadas y fosilíferas especialmente con fósiles de fauna bentónica (braquiópodos, crinoideos, corales, briozoos y tentaculites) a veces en lumaquelas. La parte superior está constituida por calizas bioclásticas fosilíferas a menudo dolomitizadas en capas tabulares de menos de 2 m de grosor con numerosas estructuras sedimentarias con intercalaciones de lutitas y biostromos de corales tabulados ramificados (Thamnoporas).

En Xivares esta unidad litoestratigráfica aflora en la orilla occidental de la Ria de Aboño (Cantera de la Punta de Aboño) y está compuesta por calizas negras con interestratos de margas negras. Estos niveles con tramos de margas negras van pasando a calizas dolomíticas grises y dolomías amarillentas en estratos decimétricos con superficies de estratificación planas o ligeramente onduladas y posteriormente a calizas grises oscuras con un moteado blanco formado por cristales milimetricos de calcita blanca, para culminar en unas calizas con margas negras con colonias de corales fasciculados y geodas de calcita.

Figura nº 19: La cantera de la Punta de Aboño una antigua explotación
de calizas de esta unidad.

FORMACION DOLOMIAS DE BAÑUGUES (ZAMARREÑO 1976),

La formación esta compuesta por 150 a 200 metros de dolomías con laminaciones de algas, birdeseyes, grietas de desecación, etc… que abarcan un lapso temporal comprendido entre el Siegeniense superior a Emsiense inferior (Praguiense). Se trata de calizas dolomíticas y dolomías amarillentas en capas de 3 a 1,5 m de grosor poco fosilíferas con intercalaciones de lutitas, margas dolomíticas y brechas dolomíticas. La estratificación es de tipo ondulante y lenticular y abundan las estructuras sedimentarias como ripples de corriente y oleaje, laminaciones paralelas y cruzadas y laminaciones de algas (estromatolitos), también abundan las grietas de desecación y los birdeselles (porosidad fenestral). La bioturbación y los moldes de evaporitas son más escasos.

Figura nº 20: La Formacion Dolomías de Bañugues en su localidad tipo.

En la parte alta de la Formación aparecen calizas bioclásticas con fósiles de corales (Favositidos y Thamnapóridos) dispersos o en biostromos que constituyen el Episodio Arrecifal II del Devónico.

Esta Formación presenta varios tipos de facies: 1) Dolomías con estructuras criptoalgales, 2) Dolomías con laminaciones inorgánicas (ritmitas), 3) Calizas fosilíferas (biomicritas) en ocasiones bioturbadas, 4) Brechas intraformacionales dispuestas en niveles delgados, 5) Dolomías con abundantes seudomorfos de cristales de yesos, y 6) Barros carbonatados con grietas de desecación (mud cracks).

Figura nº 21: Acumulación de grandes oncolitos en el muro de un estrato de la Formación
Dolomias de Bañugues en su localidad tipo.

A techo de esta Formación se localiza el Bioevento ZLICHOV BASAL (BZE) caracterizado por una importante radiación de los trilobites, principalmente los asteropiginos (Pseudocryphaeus, Pilletina y Comura). Entre los braquiópodos se produce la aparición de abundantes Euryspirifer, Arduspirifer, Acrospirifer fallax, y Plicanopia carlsi. Entre los corales aparece la Fauna de Cyathaxonia.

En la parte alta de la Formación aparecen calizas bioclásticas con fósiles de corales (Favositidos y Thamnapóridos) dispersos o en biostromos.

La Formación Dolomías de Bañugues y la infrayacente Calizas de Nieva forman parte de un gran ciclo regresivo que cambia a transgresivo hacia arriba.

El medio sedimentario de la Formación Bañugues es del tipo de llanura de marea (Tidal flat del tipo Bahía de Shark) con 4 tipos diferentes de litofacies:

-Sublitoral a interlitoral baja con laminaciones paralelas de algas e inorganicas.

-Interlitoral media con laminaciones criptoalgales planas, loferitas e inorgánicas en esta litofacies aparecen intercalaciones de calizas fosilíferas, mud crasks y brechas intraformacionales.

-Interlitoral alta a supralitoral formada por laminaciones criptoalgales, brechas intraformacionales con cantos planos, laminaciones inorgánicas, mud crasks y seudomorfos de evaporitas que indicarían un clima árido a semiárido. También hay depósitos de canales mareales.

Figura nº 22: Bloque diagrama idealizado de una llanura de marea.(Brian R. Pratt)

La Formación es, en general regresiva, disminuyendo hacia arriba las litofacies submareales y aumentado las de tipo inter y supramareal. Hacia el techo aparecen barras calcareníticas y biostromos.

En el perfil Aboño-Xivares esta Formación no esta descrita en la cartografía geológica disponible, sin embargo, entre las unidades Calizas de Nieva y las Calizas y Pizarras de Ferrones (La Ladrona) en la Cantera de la Punta de Aboño aparecen unos pocos metros de calizas dolomíticas grises claras con estilolitos, laminaciones criptoalgales y grietas de desecación que podrían representar a esta Formación con un grosor mucho más reducido (unos pocos metros) que en Bañugues por causas aún sin determinar (estratigráficas o tectónicas), posiblemente estratigráficas al corresponder con uno de los flotamientos mas orientales de la misma.

Figura nº 23: Dolomias de color gris claro con laminaciones orgánicas, estilolitos y grietas
de desecación situadas sobre las margas negras con corales del techo de la Formación Nieva y los perros niveles de calizas rojizas, margas grises y pizarras de la Formación Ferroñes (La Ladrona).

CALIZAS Y PIZARRAS DE FERROÑES (BARROIS 1882).

Se trata de una sucesión de 100 a 130 m de espesor constituida por una alternancia de calizas grises, margas y lutitas oscuras carbonatadas. Radig (1962) subdividió esta Unidad en los siguientes tramos: Dolomías de Ferroñes (25 m), Margas de Ferroñes (70 m) y Calizas con Crinoides de Ferroñes (25 m).

J. Garcia-Alcalde ha propuesto un nuevo nombre y una nueva localidad tipo para esta Unidad Litoestratigráfica: FORMACIÓN LA LADRONA. La edad de la Formación seria Emsiense Inferior- Superior.

Figura nº 24: Columnas de la Formacion La Ladrona (Ferroñes) en su localidad tipo.
Datadas mediante conodontos por S. García-López y M. Arbizu.

La Formación está compuesta por una alternancia de calizas bioclásticas grises y rojizas en estratos lenticulares u ondulantes con grosores inferiores al metro y estratificaciones cruzadas y ripples que aumentan hacia la parte superior. Las pistas y la fauna bentónica son muy abundantes (crinoideos, corales, briozoos y braquiópodos a veces formando lumaquelas). Las margas, muy bioturbadas, también son fosilíferas con abundantes córales solitarios. Las lutitas están microlaminadas y son poco fosilíferas. El techo de la Formación está marcado por la aparición de las calizas rojas encriníticas masivas de la Formación Aguión (Caliza de Arnao).

Figura nº 24: Niveles de calizas grises con pátinas rosadas ymargas pizarrosas oscuras y verdes en la Punta de Aboño.

El contenido faunístico es muy abundante, especialmente en braquiópodos estrofoménidos (Leptosthrofia explanata, Boucotstrophia velica, Plicostropheondonta difusa, …), de los spiriferidos (Euryspirifer pellicoi), los rinconélidos (Uncinulus pila), muchas veces acumulados en lumaquelas.

Figura nº 25: El braquiópodo spiriferido Euryspirifer pellicoi muy abundante en la Formación
Ferroñes (La Ladrona).

En la Cordillera Cantábrica y en parte más baja de la Formación La Ladrona aparecen más niveles con corales rugosos solitarios no constructores, acompañados de corales tabulados constructores, coincidiendo a escala global con el Evento Zlichov Basal que se caracteriza en la cuenca Cantábrica por un marcado cambio litológico, de dolomías intertidales (Formación Bañugues) a calizas y lutitas de mar abierto, que se interpreta mundialmente como un evento menor, correlacionado con un pulso transgresivo (ascenso del nivel del mar). El cambio biológico en la Cordillera Cantábrica consistió en la extinción de numerosas formas de varios grupos de organismos bentónicos fósiles (trilobites, braquiópodos y corales coloniales constructores de arrecifes) y en la aparición de otras nuevas de los mismos, y de otros grupos, diferentes (tentaculitoideos, braquiópodos, trilobites, corales rugosos solitarios no constructores y corales tabulados).

En la parte superior de esta Formación aparece una fauna diversa y abundante de corales rugosos solitarios y corales tabulados pleurodictiformes (con forma de disco) constituye la tercera fase de desarrollo de corales y coincide con un nuevo cambio litológico de calizas y margas a lutitas negruzcas, podría corresponder a nivel global con el denominado Evento Daleje Cancellata, correlacionado con una transgresión marina. En la Cordillera Cantábrica el cambio biológico es gradual y se refleja más en la aparición de nuevas especies de braquiópodos y trilobites que en la extinción de las anteriores.

Figura nº 26: Estratificaciones cruzadas
en calizas de la Formación Ferroñes.
Localidad: Playa de Aboño.

Esta Unidad se depositó en una plataforma somera terrígeno – carbonatada separada por barras calcareníticas y biostromos de la llanura de marea donde se depositaba la F. Dolomías de Bañugues. Las lutitas indican un aporte de terrígenos finos que se depositarían en las zonas situadas entre las barras calcareníticas y alrededor de las mismas, en zonas tranquilas por debajo del nivel normal de las olas. Al contrario, las barras y bancos calcareníticos de morfología positiva se depositarían en zonas más someras y por lo tanto agitadas por el oleaje. La existencia de aguas claras y bien oxigenadas favoreció la colonización por fauna bentónica (biostromos). Las margas fosilíferas bioturbadas se depositarían en zonas profundas y tranquilas donde los terrígenos serian fijados por la propia fauna bentónica.

El principal mecanismo de transporte y depósito de los sedimentos serían las tormentas, responsables de los depósitos de alta energía.

Un proceso de somerización ocasiona el depósito de la formación suprayacente.

En Xivares esta Formación aflora entre la punta de Aboño y la Playa de Santamaria y esta formado por un variado conjunto litológico (calizas griotte, calizas margosas y margas grises bioturbadas, calizas dolomíticas y dolomías en estratos gruesos, lutitas y margas rojas y brechas intraformacionales). La formación no está completa al encontrarse cubierta discordantemente por el Triásico de la Playa de Santamaria (Xivares).

CALIZAS Y MARGAS DE AGUIÓN (RADIG 1962).

Inicialmente definidas como Calizas de Arnao (Barrois 1882) se trata de Unidad constituida por 200 metros de calizas masivas encriníticas rojas y rosadas con intercalaciones de margas rojizas o verdosas fosilíferas y lutitas grises con fósiles. En la parte inferior (90 m) de la Unidad las calizas, de color rojizo, se presentan en estratos gruesos (3 m) de calizas grises o rojizas bioclásticas (encriniticas) con abundantes estructuras sedimentarias y fósiles de braquiópodos, briozoos, corales, estromatopóridos y principalmente crinoideos y tabulados formando biostromos o biohermos, En los 50 metros de la parte media de la Unidad son más abundantes las margas bioturbadas y lutitas grises o verdosas microlaminadas, alternando con calizas dolomíticas y dolomías grises o amarillentas en capas submétricas con laminaciones paralelas y de ripples y grietas de desecación.

En la parte superior de la Formación vuelven a aparecer las calizas bioclásticas grises y rojizas, encriníticas, en estratos muy gruesos con estratificaciones cruzadas, ripples y megaripples alternando con lutitas y margas bioturbadas y fosilíferas.

La edad de la Formación es Emsiense Superior.

La Formación forma parte de una secuencia regresiva y está constituida por diferentes tipos de depósitos:

(1) Lutitas abigarradas (rojas, verdosas, amarillas,…) con laminación paralela y bioturbaciones llevan una fauna de briozoos fenestélidos, corales tabulados ramificados (Thamnopora), corales rugosos, braquiópodos, crinoideos y trilobites. Intercaladas aparecen lentes de calizas bioclásticas con ripples y lumaquelas de braquiópodos uncinúlidos. Estas lutitas se depositaron desde sedimentos finos en suspensión en ambientes submareales tranquilos fuera de la influencia del oleaje y las corrientes, en aguas oxigenadas. Las lentes bioclásticas corresponderían a depósitos de tormentas.

(2) Margas versicolores (rojas, etc,,,) con abundantes fósiles bien conservados y a veces en posición de vida (Briozoos fenestelidos, corales rugosos coloniales y solitarios, corales tabulados masivos, lamelares y ramitficados (Favositidos, Aulopóriddos, alveolíticos), estromatopóridos lamalares, cronoideos (Trybliocrinus, Stamnocrinus,…), lamelibranquios, braquiópodos (espiriféridos, estrofoménidos, atrípidos, ortidos, uncinúlidos,…), tentaculitidos, trilobites, etc…). Intercaladas aparecen lentes bioclásticas con ripples, bioturbadas. Estas margas tambien se depositaron desde material en suspensión en ambientes submareales tranquilos con aguas someras calidas y oxigenadas con nutrientes. Las lentes bioclásticas corresponden a canales mareales o capas de tormenta o afectadas por las olas.

(3) Calizas fosilíferas; grises, poco bioturbadas, en capas ondulantes y lenticulares con interestratos margosos o pizarrosos con laminaciones onduladas y flaser. La fauna en posición de vida o con poco transporte, está formada por braquiópodos, corales rugosos solitarios y coloniales, corales tabulados masivos, a ramificados y lamelares (favosítidos, alveolíticos y thamnoporas), crinoideos, briozoos, estromatopóridos…

Figura nº 27: Calizas rojizas fosiliferas con intercalaciones de margas pizarrosas rojas.
Localidad: Playa de Xivares.

(4) Calizas biostrómicas: calizas grises, rojas en Xivares, tableadas con fenestélidos, alveolíticos, favosítidos, aulopóridos y thamnapóridos, corales rugosos solitarios, masivos, coloniales fasciculados, estromatopóridos globosos y lamelares, crinoideos, braquiópodos (espiriferidos, estrofoménidos,….). Los más abundantes son los corales, los briozoos y los estromatopóridos generalmente en posición de vida. Corresponden a pequeñas construcciones orgánicas de carácter para o arrecifales que crecen en ambientes submareales someros tranquilas y protegidas en forma de parches de corales tabulados ramificados y estromatopóridos globosos o bien como montículos (mounds) de crinoideos, briozoos y corales tabulados ramificados que retienen los sedimentos por el efecto bafle. Otras construcciones, formadas por corales tabulados y lamelares, corales rugosos coloniales masivos y fasciculados, estromatopóridos globosos y lamelares y briozoos planares, crecen sobre barras calcareníticas.

Figura nº 28: Calizas biostrómicas con corales ramificados constructores.

(5) Calizas bioclásticas formadas por calizas rojizas, a veces encriníticas, de grano medio a grueso en capas discontinuas a veces lenticulares y plano-convexas con interestratos lutíticos y margosos que pasan a calizas fosilíferas o biostrómicas. Presentan estratificación cruzada planar de pequeña y media escala y bajo ángulo, laminaciones paralelas y flaser, cantos blandos aplanados. Tambien se encuentran calizas bioclásticas fosilíferas (corales tabulados ramificados, briozoos, braquiópodos, crinoideos, etc.) en capas discontinuas y ondulantes con estratificación cruzada en surco de pequeña y mediana escala, laminaciones cruzadas de ripples, laminaciones paralelas, onduladas y flaser, cantos blandos lutíticos. Estas calcarenitas se depositaron en un medio marino somero energético con sand waves y áreas protegidas ocupadas por organismos coloniales. Las calizas encriníticas están formadas por fragmentos de crinoideos y briozoos poco desgastados acumulados rápidamente. Procederían de Praderas de crinoideos que crecerían en mound submarinos extensos cuyos restos se acumularían como barras calcaneníticas en un medio de plataforma marina abierta y somera bajo la acción del oleaje.

(6) Calizas margosas; calizas de color gris fosilíferas de ambientes submareales someros protegidos y de muy baja energía.

(7) Dolomías con birdeseyes (Loferitas): dolomías gris-amarillentas en capas ondulantes y continuas con laminaciones paralelas, onduladas y cruzada de ripples. Los interestratos lutíticos presentana algo de bioturbación y grietas de desecación. El ambiente de sedimentación correspondería a una llanura de marea inter a supramareal.

El perfil de la Punta del Aguión es el siguiente (de muro a techo):

-27 m. Calizas bioclásticas encriníticas con estratificación lenticular y cruzadas de gran tamaño con ripples, flaser, … Abundan las lentes con fósiles de gran tamaño: braquiópodos, tentaculites, briozoos, crinoideos, corales ramificados y solitarios, estromatopóridos lamelares y pelecípodos. Intercalaciones escasas de margas fosilíferas.

-37 m. Calizas bioclásticas en capas lenticulares con laminaciones cruzadas y de ripples alternando con margas fosilíferas con braquiópodos, crinoideos, fenestelidos y biohermos de corales ramificados y tabulares semiesféricos y domales.

-29 m. Calizas bioclásticas y fosilíferas con braquiópodos en capas lenticulares y margas con biostromos y biohermos de corales ramificados, tabulares y subesféricos, lamelares fenestelidos y estromatopóridos y crinoideos.

-15 m. Calizas y margas bioclásticas con pizarras calcáreas.

-16 m. Calizas bioclásticas fosilíferas y calizas margosas fosilíferas con estratificación ondulante de poco grosor.

-11 m. Calizas bioclásticas ondulantes, margas y pizarras microlaminadas con algunos braquiópodos, corales solitarios y ramificados.

-10 m. Margas y pizarras calcáreas fosilíferas con laminaciones y bioturbaciones. Fósiles de corales, braquiópodos, briozoos, estromatopóridos lamelares, etc…

- 8 m. Calizas bioclásticas en capas discontinuas con pizarras calcáreas bioturbadas y fosilíferas

-14 m. Margas fosilíferas con laminación ondulante.

-25 m. Calizas encriníticas con interestratos de margas fosilíferas.

-11 m. Calizas bioclásticas fosilíferas alternando con margas y pizarras muy fosilíferas con fauna en posición de vida (braquiópodos, corales, crinoideos,…).

-20 m. Pizarras calcáreas fosilíferas y bioturbadas con trilobites.

Este perfil es muy similar al que se puede ver en Xivares.

Esta Formación aparece en la mitad oriental de la Playa de Xivares donde presenta una litología de calizas bioclásticas y encriníticas, lutitas pizarrosas calizas margosas y margas rojas muy fosilíferas con algún biohermo de corales thamnapóridos y favosites. No son visibles ni el muro ni el techo de la Formación.

El GRUPO RAÑECES EN LA PLAYA DE XIVARES-ABOÑO.

En la Región de los cabos Peñas – Torres el afloramiento más oriental del Devónico se localiza entre las playas de Xivares y la Ria de Aboño. Los materiales devónicos aparecen en el lado oriental de la playa de Xivares, pues en su parte occidental están cubiertos por sedimentos pérmicos. No se trata de un afloramiento continuo, sino que esta interrumpido en la zona de la Playa de Santa Maria por depósitos triásicos. En la siguiente figura se puede ver la cartografia geologica mas reciente disponible:

Figura nº 29: Cartografía geológica del área Aboño-Xivares (Carlos Hallado, 2021).

DESCRIPCIÓN DEL PERFIL.

El perfil comienza en la margen occidental de la Ria de Aboño, continuando hasta la Playa de Santa Maria donde el zócalo paleozoico esta recubierto por depósitos permotriásicos, tal como se puede ver en la siguiente ortofoto:

Figura nº 30: Ortofoto de la zona costera comprendida entre la Ria de Aboño (izquierda)
y la Playa de Santamaria (Derecha).

No se han observado accidentes tectónicos importantes y la serie se presenta buzando hacia el oeste de manera continua, aunque debido al espesor de la Formación Calizas y Pizarras de Ferroñes (La Ladrona) no se puede descartar la existencia de algún accidente tectónico que aún no he detectado.

El perfil consta de varios tramos:

Tramo 1. Formación Calizas de Nieva: Esta Unidad presenta un espesor de 70 a 75 metros de espesor comenzando en la Ria de Aboño sin observarse la unidad infrayacente (Fm. Areniscas de Furada). La parte más baja y cercana a la Ria de Aboño está formada por 15 metros de calizas grises oscuras con interestratos margosos delgados y algún nivel métrico de margas calcáreas negras con nódulos de calizas grises. En las calizas grises se ha encontrado un nivel de calizas con gasterópodos como se puede ver en la siguiente figura:

Figura nº 31: Calizas negras con gasterópodos conservados en calcita blanca. En el
angulo superior izquierdo detalle de uno de los gasteropodos.

En los interestratos y capas de margas negras hay acumulaciones de pequeños braquiópodos muy fragmentados. Este primer tramo esta culminado por un tramo continuo de varios metros de grosor de dolomías amarillentas bien estratificadas y densamente laminadas.

Figura nº 32: Calizas y margas negra con un nivel de dolomias más claras. Ria de Aboño.

Las calizas dolomíticas grises presentan laminas milimétricas de tonos más claros de posible origen orgánico (algas) tal como se puede apreciar en la siguiente figura:

Figura nº 33: Dolomias grises claras con laminaciones paralelas. Ria de Aboño.

Hacia el techo aparecen de 40 a 45 metros de calizas negras en bancos decimétricos con interestratos de margas negras con abundante moteado blanco, formado por cristales de calcita blancos y/o translucidos con tamaño milimétricos (5 mm) posiblemente formados a partir de fragmentos de conchas.

Figura nº 34: Calizas negras bien estratificadas con interestratos de margas negras.
Presentan un singular moteado blanco debido a la presencia de intraclastos de calcita
blanca algunos de tamaño centmétrico , tal como se puede apreciar en la fotografía de
detalle de la esquina superior izquierda. Localidad: Cantera de la Ria de Aboño.

En este tramo se localiza un primer nivel arrecifal formado por calizas margosas grises oscuras y negras con pequeñas colonias de corales. Estos corales de color blanco destacan entre las calizas y margas negras y forman un nivel de 1 a 2 metros de grosor con corales acumulados en capas tabulares y/o pequeñas colonias de forma hemisférica creciendo en posición de vida.

Figura nº 34: Margas calcáreas negras con capas tabulares de corales blancos.
Localidad: Cantera de Aboño.

Además de corales en estas calizas se han encontrado braquiópodos mal conservados y cefalópodos, un orthoceratítido y un posible goniatites que se describirán posteriormente.

Figura nº 34: Calizas negras con interestratos de margas negras y cefalópodos.
Localidad: Cantera de la Punta de Aboño.

El techo de la Unidad está constituido por 5 metros de margas calcáreas negras bioturbadas, que en la base presenta un nivel de acumulación de colonias de corales rugosos fasciculados y tabulados masivos. Además de los corales aparecen acumulaciones de pequeños braquiópodos muy fragmentados. Hacia el techo son muy abundantes las geodas con cristales de calcita y las colonias esféricas de corales.

Figura nº 35: Saliente de la Cantera de la Punta de Aboño. Nivel de margas calcáreas negras con geodas blancas.

Las geodas son muy abundantes y posiblemente estén formadas por la disolución de fósiles, se presentan rellenas de cristales ideomorfos de calcita en diente de perro.

Figura nº 36: Geoda con cristales de calcita en diente de perro en las margas negras del
techo de la Formación Nieva en la Punta de Aboño.

En el techo de este tramo margoso aparecen pequeñas colonias hemisféricas de corales rugosos facisculados con un deficiente estado de conservación.

Figura nº 37: Colonia semiesférica de corales en las margas negras calcáreas del techo
de la Formacion Nieva. Localidad: Punta de Aboño.

Según la cartografía geológica consultada, directamente encima de estos materiales de la Formación Nieva se encuentran las calizas y margas rojizas de la suprayacente Formación Calizas y pizarras de Ferroñes (Fm. Calizas y Pizarras de La Ladrona de G. Alcalde) por lo que faltaría la Formación Dolomías de Bañugues. Sin embargo, encima de las margas con geodas y corales del techo de la Formación Nieva, y por medio de un contacto neto, aparece un tramo de 5 metros de grosor de dolomías que en la base se presentan estratos delgados con geodas rellenas de calcita y hacia arriba pasan a dolomías grises claras en estratos decimétricos.

Figura nº 38: Contacto entre las margas negras con corales y geodas del techo de la Formacion Nieva y las dolomias grises claras. Localidad: Punta de Aboño.

Las dolomías están bien estratificadas con superficies de estratificación estilolitizadas y una marcada laminación de posible origen orgánico (algas)

Figura nº 39: Dolomias grises claras con superficies estilolíticas y laminaciones de posible
origen organico (Punta de Aboño).

En los muros de los estratos dolomíticos se encuentran superficies de estratificación con grietas de retracción:

Figura nº 39: Plano de estratificación con grietas de desecación. Punta de Aboño.

A techo estas dolomías van pasando gradual, pero rápidamente, a calizas tableadas de tonos rojizos con niveles de margas grises y verdes.

Figura nº 40: Paso de las dolomias grises a las calizas rojizas con aspecto de griote.
Punta de Aboño

Por su posición y características litoestratigráficas estas dolomías podrían corresponder a la Formación Dolomías de Bañugues. El pequeño grosor de la Unidad podría se debido a un adelgazamiento por causas estratigráficas o a la presencia de una fractura difícil de ver por causa de que se dispondría paralela de la estratificación.

La Formación Calizas y Pizarras de La Ladrona (Fm. Ferroñes):

Esta Unidad fue definida por J. García-Alcalde en Santa Maria del Mar. El transito de La Fm. Dolomías de Bañugues a la Unidad suprayacente es muy neto mediante el cambio de una litología dolomítica competente a una de pizarras con calizas margosas intercaladas y viene marcado por la aparición del braquiópodo Leptanopyxis kerfornei. El espesor de esta Unidad es de más de 130 metros estando constituida en su mitad inferior por alternancias finas de calizas arcillosas grises y pizarras oscuras y en su mitad superior por pizarras oscuras con delgadas intercalaciones de calizas bioclásticas y algunos bancos gruesos (+ 5 m) de calizas bioclásticas que pueden llevar un biohermo coralino. El color es rosado, mas claro que el de las calizas de la Unidad suprayacente. La edad de la Fm. La Ladrona seria Emsiense Inferior determinada por su abundante contenido fosilífero especialmente braquiópodos muy bien conservados, destacando los estrofoménidos con formas de gran tamaño y los espiriféridos entre los que destacan grandes (15 cm) Euryspirifer pellicoi. También son frecuentes las lumaquelas de rinconélidos como Uncinulus pila.

Figura nº 41: El Braquiópodo Unicinulus pila.

En Aboño esta Formación presenta un grosor de 225 metros y en su parte inferior (primero 40 m) estaria compuesta por calizas tableadas grises de pátina rojiza con un aspecto que recuerda a las facies griotte seguidas de calizas grises oscuras arcillosas, a veces margosas y dolomitizadas, con planos de estratificación ondulados con lumaquelas de bivalvos.

Figura nº 42: Niveles inferiores de la Formación La Ladrona (Ferroñes) en Aboño. Se
trata de calizas tableadas grises y rojizas con aspecto de griotte con intercalaciones de margas grises oscuras y averdosadas. Punta de Aboño.

Las calizas margosas y margas grises aparecen en niveles métricos y están muy bioturbadas tal como se puede ver en la fotografía de la siguiente imagen:

Figura nº 43: Margas y calizas margosas grises bioturbadas. Punta de Aboño.

Sobre este primer tramo caracterizado por la presencia de margas verdes se sitúa otro, también de 40 metros de espesor, y de naturaleza más blanda por lo que forma un marcado entrante en el acantilado. Está formado por niveles muy tapados (margas?) y un crestón de calizas rojas en bancos gruesos de estratos más finos amalgamados. Llevan alguna lumaquela de bivalvos y corales en interestratos de margas negras.

Figura nº 44: Lumaquela formada por fragmentos de conhas con pequeños corales (Pleurodictium) y algún braquiópodo (Plicathyris alajensis?). Punta de Aboño.

Por encima de este tramo mas blando se sitúa un tramo más competente de 55 metros de grosor compuesto por dolomías y calizas dolomíticas grises oscuras o negras a veces rosáceas, bien estratificadas, con algún banco muy grueso (+2 m). Laminaciones paralelas y muros bioturbados. Interestratos delgados de lutitas pizarrosas rojizas. Hacia arriba van pasando a dolomías y calizas dolomíticas muy recristalizadas de color rosáceo oscuro (granates), en estratos son gruesos y están formados por estratos más delgados amalgamados, con interestratos de lutitas.

Figura nº 45: Acantilado de la Punta de Aboño constituidos por gruesos
estratos de dolomias y calizas dolomiticas con intercalaciones de
calizas tableadas rojizas con pizarras rojas.

Los últimos 80 metros están formados por dolomías amarillentas en estratos gruesos arriñonados con intercalaciones de calizas rojizas brechificadas y laminadas y niveles gruesos de lutitas rojas pizarrosas. Este tramo está muy tectonizado. Los gruesos estratos están formados por estratos decimétricos fusionados con planos de estratificación estilolitizados. Aparecen algunos interestratos muy finos de lutitas rojas.

Figura nº 46: Calizas dolomíticas con niveles brechificados de clastos de calizas claras de tamaño bloque en una matriz de calizas rojizas. Acantilado de Aboño.

Los últimos 10 metros de este tramo (ya en la Playa de Santamaria) están compuestos por brechas intraformacionales formadas por calizas con una matriz grisácea y clastos angulosos, de gran tamaño, de calizas rojizas.

Figura nº 47: Parte superior de la Formacion Ferroñes en la playa de Santamaria. Calizas
brechoides amoratadas y dolomias amarillentas.

La serie termina en la playa de Santamaria donde los depósitos triásicos se sitúan discordantes sobre el Devónico.

Figura nº 48: Sedimentos subhorizontales triásicos discordantes sobre el Devónico.
Playa de Santamaria.

PERFIL DEL DEVONICO DE LA PLAYA DE XIVARES.

A lo largo de la parte más oriental del acantilado de la Playa de Xivares aflora una serie devónica constituida por calizas rojas, calizas rojas encriniticas y lutitas rojas, todas ellas muy fosilíferas. Por su litología y característica fauna fósil se trataría de la Formación Calizas y margas del Aguión o Calizas de Arnao. El tramo aflorante tiene una longitud de 110 metros, pero la esta serie de encuentra muy replegada por lo que el espesor real de la misma seria, de una manera aproximada, la mitad o menos.

El perfil comienza en el parte oriental de la playa de Xivares apareciendo debajo de las brechas pérmicas unas calizas rojas fosilíferas con lumaquelas de valvas sueltas de braquiópodos que aparecen formando lumaquelas.

Figura nº 49: Discordancia entre las brechas pérmicas y las calizas rojas fosifliferas
devónicas. Playa de Xivares.

En este extremo más oriental del perfil aparecen unas calizas anaranjadas fosilíferas en estratos gruesos (+-1 m) con planos de estratificación ondulantes bioturbados y lumaquelas de conchas sueltas o concentradas en lumaquelas de grandes braquiópodos. Presentan interestratos de lutitas pizarrosas rojas de pequeño grosor (0.20 m) y otros de margas calcáreas fosilíferas. El tramo está bastante tectonizado con desarrollo de un tren de pliegues laxos que terminan en un anticlinal muy apretado que será descrito en el apartado de tectónica local.

Figura nº 50: Calizas rojizas con lumaquelas de grandes bivalvos (braquiópodos) con
intercalaciones de margas pizarrosas rojas. Playa de Xivares.

A continuación, aparece un tramo decamétrico de margas y pizarras rojas con calizas margosas de aspecto noduloso, muy fosilíferas con grandes braquiópodos (globosos y spiriferidos), crinoideos y corales. Intercalado hay un nivel de tres metros de grosor de calizas rojas muy fosilíferas en estratos delgados ondulados. Este tramo termina con un nivel de pizarras rojas de 4 metros de espesor.

A continuación de este tramo más blando hay un gran saliente rocoso a la playa formado por un grueso (20 m) paquete de calizas rojas oscuras encriníticas en bancos muy gruesos, a veces lenticulares, con laminaciones paralelas y cruzadas. Interestratos delgados más arcillosos con acumulaciones de fósiles.

Figura nº 51: Muestra de mano de caliza encrinitica formada por una acumulación de arteros de
crinoideos en una matriz calcárea roja. Playa de Xivares.

A continuación de este paquete de calizas encriníticas, rojas y masivas aparece un tramo de 17 metros de grosor, que constituye el núcleo de un gran anticlinal, formado por calizas bioclásticas rojizas muy fosilíferas (grandes braquiópodos, etc…) en niveles gruesos formados por estratos más delgados amalgamados. Y un tramo blando formado por pizarras rojas azoicas con interestratos de calizas margosas y margas calcáreas muy fosilíferas con crinoideos (genero Laudononcephalus), grandes braquiópodos (planos y spiriferidos), corales, etc…. que se presentan muy tectonizadas.

Continuando hacia el Rio Xivares (W) vuelven a aparecer las calizas rojas encriníticas, de grano muy grueso (calciruditas), dispuestas en bancos muy gruesos con laminaciones paralelas y en surco y muy fosilíferas (braquiópodos spiriferidos, crinoideos y biostromos de corales) con un grosor de 19 metros muy parecido al del mismo paquete de calizas encriníticas del otro flanco del anticlinal.

Figura nº 52: Conjunto invertido de calizas rojas fosilíferas (corales, braquiópodos, etc..)
con interestratos de margas rojas calcáreas con fósiles.

Figura nº 53: Biostromo de corales. Xivares.

A partir de estas calizas encriníticas aparece un tramo con un marcado carácter arrecifal compuesto por calizas rojas con acumulaciones de favosites en los planos de estratificacion y calizas margosas rojas seudonodulosas y margas rojas con braquiópodos articulados de gran tamaño y con gran cantidad de fauna arrecifal: corales rugosos (Thamnoporas, grandes Favosites, estromatopóridos domales y lamelares de color rojizo,…).

Este tramo termina con calizas rojizas con acumulaciones biohermicas de corales ramificados (Thamnopóridos) algunos tumbados y otros en posición de vida, corales lamelares y grandes favositidos, con grosoesr de hasta 2 metros, tal como se puede ver en la figura de la derecha:

Este afloramiento termina en el Rio Xivares no observándose continuación del mismo a la otra orilla del arroyo donde aparecen los depósitos postorogénicos Pérmicos formados por brechas y areniscas rojas con raíces descritos en una anterior entrada en este mismo blog.

TECTONICA.

La Región del cabo Peñas, aunque situada dentro de la Zona Cantábrica (ZC) pero presenta algunas características estratigráficas y estructurales que la acercan a la Zona Asturoccidental Leonesa (ZAOL). El límite entre ambas zonas está constituido por un cabalgamiento (Cabalgamiento de la Espina) que aparece inmediatamente al norte de la isla Herbosa (Cabo Peñas) y al Este de la ría de Pravia y que sitúa las rocas siliciclásticas del Cámbrico inferior (Grupo Cándana) de la ZAOL sobre areniscas silúrico-devónicas (Formación Furada) de la ZC. La distancia del Cabo Peñas a este cabalgamiento es aparentemente mayor que la real, debido a que las rocas de los dos cabos citados han sido desplazadas por la falla postvarisca de Ventaniella, una falla de strike-slip que atraviesa la ZC con dirección NO-SE y que ha desplazado las rocas del Cabo Peñas hacia el SE (F.Bastida y J. Aller).

El área más septentrional, con similitudes a la ZAOL, y el más meridional más asimilable a la ZC están separados por la falla postvarisca de Luanco. El sector septentrional (Luanco-Cabo Peñas) presenta pliegues mayores vergentes al E-SE con pliegues menores apretados y con esquistosidad (S1) asociada. Estos pliegues se desarrollaron durante la primera fase de la deformación varisca. Los pliegues de la segunda fase de la deformación varisca son homoaxiales con los de la primera fase y se distinguen por la presencia de kink bands y esquistosidades de crenulación.

En el área de Bañugues el Grupo Rañeces presenta una intensa deformación tectónica que se traduce en pliegues apretados vergentes al este y cabalgamientos tendidos con la misma vergencia. Estos pliegues se formaron a 150 Mpa de presión litoestática que se corresponde con unos 6.000 m. de profundidad.

Figura nº 55: Perfil estructural de Bañugues.

Al contrario que el perfil de Ria de Aboño- Playa de Santamaria en el que la serie se dispone con un buzamiento continuo al oeste, sin que, hasta el momento, se haya reconocido ninguna estructura plegada importante, el perfil de la Playa de Xivares esta intensamente plegado.

Figura nº 56: Pliegues mariscos en la Playa de Xivares.

La estructura principal es un Anticlinal (Anticlinal de Xivares) con el núcleo pizarroso y los flancos constituidos por calizas rojas encriníticas masivas y calizas rojas con biostromos de corales, crinoideos y braquiópodos. Se trata de un pliegue recto y apretado de flancos verticalizados:

Figura nº 57: Estructura anticlinal en la Playa de Xivares.

El núcleo del anticlinal está formado por lutitas rojas oscuras pizarrosas con un intenso replegamiento, tal como se puede ver en la siguiente fotografía:

Figura nº 58: Replegamientos kink band desarrolados en lutitas rojas pizarrosas en el núcleo del Anticlinal de Xivares. Playa de Xivares.

En el flanco oriental de este Anticlinal se localiza un pliegue parásito del mismo constituido por un anticlinal inclinado, apretado, con el flanco oriental muy tendido y el occidental verticalizado (vergencia al oeste).

Figura nº 59: Pliegue parásito del Anticlinal de Xivares.

A continuación, hacia el este, aparece un tren de pliegues muy laxos que desaparece debajo de la discordancia del Pérmico.

Figura nº 60: Tren de pliegues laxos en las calizas rojizas fosilíferas de Xivares.

En muchos de los tramos lutíticos es posible encontrar una esquistosidad muy marcada que podría indicar la existencia de una estructura plegada a una escala mucho más grande que las anteriormente descritas.

Figura nº 60: Esquistosidad muy marcada en un tramo de pizarras rojas.
Playa de Xivares,

Todas estas estructuras se habrían formado durante la primera fase de la deformación varisca y podrían corresponderse con los pliegues de segunda generación generados por flexural slip, pero sin llegar al aplastamiento que muestran los pliegues en Bañugues.

C. Hallado 2021 considera que bajo el tramo cubierto por los depósitos triásicos de la Playa de Santamaria hay un gran sinclinal tal como se puede ver en el siguiente corte geológico:

Figura nº 61: Corte geológico Aboño-Xivares.

PALEONTOLOGÍA.

Tal como se ha descrito anteriormente, el Grupo Raneces/La Vid (Lochkoviense-Emsiense Superior) presenta un conjunto litológico compuesto por rocas carbonatadas: dolomías, calizas, lutitas y margas muy ricas en fósiles pelágicos, bentónicos y nectobentónicos. Entre los fósiles bentónicos primeros hay una gran diversidad de corales rugosos solitarios pertenecientes a la denominada "Fauna Adradosia" de la Cordillera Cantábrica (equivalente a la "Fauna Cyathaxonia") y, en menor proporción, a corales coloniales que construyeron niveles bioestromales de poco grosor y de ámbito local.

El Devónico Inferior de la Cordillera Cantábrica se caracteriza por eventos E/R (extinción/ radiación) más o menos significativos y de distribución geográfica variable, eventos que han quedado marcados en la litología y en el contenido faunístico (eventos geobiológicos). De los 14 eventos correspondientes al Devónico solo tres aparecen en el Devónico Inferior cantábrico: evento Sulcatus, Zlichov basal y Daleje-Cancellata y otro que posiblemente acaeciera en el techo del Grupo Rañeces/La Vid (Evento Serotinus).

F. Soto y S. Schroder han determinado la existencia de seis fases de desarrollo de los corales rugosos del Devónico Inferior de la Cordillera Cantábrica y han establecido su relación con las fluctuaciones globales del nivel del mar, así como las características litológicas y paleontológicas en el dominio nerítico o astur-leones y el dominio pelágico o palentino.

Los primeros niveles que contienen corales y estromatoporoides en el Devónico Inferior (Pragiense más bajo) de la Cordillera Cantábrica constituyen episodios arrecifales de menor importancia que solo aparecen localmente. Están formados por parches biostromales compuestos por corales rugosos ramificados (disfílidos), corales tabulados ramificados (thamnopóridos), estromatoporoides laminares a tabulares y corales tabulados (favosítidos). Este evento se ha situado en la parte superior de la Formación Nieva (Santa Maria del Mar; Asturias) en el intervalo de braquiópodos 7 de J. García-Alcalde.

Figura nº 62: Colonia de corales rugosos fasciculados (Synaptophyllum?) con forma de cupula y en posición de vida. Techo de la Formación Calizas de Nieva en la cantera de la Punta de Aboño.

El paso del piso Lochkoviense al Pragiense se ubica ligeramente por debajo de un marcado cambio de color de las rocas carbonatadas de oscuras a claras. Este evento de color se reconoce en el Dominio Astur-Leones por el paso de calizas y lutitas grises oscuras a calizas de crinoideos de colores claros, calizas wackestones y lutitas. En Xivares este cambio corresponde al Evento geobiológico Sucatus y se puede ver en la Cantera de la Punta de Aboño:

Figura nº 63: Cambio de coloración de los sedimentos en la Punta de Aboño.

En la siguiente figura se puede ver la situación cronológica de los distintos eventos geobiológicos devónicos:

Tal cambio litológico fue interpretado en diferentes cuencas del Devónico del mundo como indicador de una regresión rápida acompañada por un evento anóxico de corto plazo. El cambio de color coincide con un recambio faunístico consistente en el declive de varios linajes de braquiópodos de los intervalos 4 y 5 de J. García-Alcalde y trilobites, por la inmediata aparición de nuevos elementos, especialmente entre las faunas bentónicas (braquiópodos y corales-estromatoporoides). En definitiva, el Evento Sulcatus es un geoevento de menor importancia, pero bien representado a nivel mundial, con cambios sustanciales en las asociaciones faunísticas y aparición de los primeros episodios arrecifales desde el Lochkoviense al Pragiense.

El segundo episodio arrecifal de la parte asturiana de la Cordillera Cantábrica se localiza en la parte más alta de la Formación Dolomías de Bañugues (base del Emsiense Inferior) en Santa María del Mar y la isla de La Ladrona (Asturias). Aparecen nuevos niveles coralinos, acompañados también de estromatoporoides. Este episodio arrecifal está formado por en niveles bioestromales delgados, constituidos principalmente por corales rugosos ramificados (disfílidos), corales tabulados ramificados (thamnopóridos) y estromatoporoides subesféricos a irregulares junto a corales tabulados (favosítidos). Este episodio no se ha visto en la Punta de Aboño donde la Formacion Dolomias de Bañugues presenta un importante adelgazamiento respecto a su localidad tipo.

En la parte más baja de las Formaciones La Ladrona y La Pedrosa, en Adrados y en la isla de La Ladrona, hay un evento marcado por un cambio litológico de dolomitas intermareales a lutitas y calizas marinas abiertas que podría corresponder al Evento Basal Zlichov de carácter global. En la Cordillera Cantábrica este cambio biológico consiste en la extinción de trilobites, braquiópodos y corales formadores de arrecifes y la aparición de nuevas formas de dacryoconáridos, braquiópodos como Arduspyrifer, Euryspirifer y Acrospirifer; correspondientes a parte inferior del Intervalo Faunístico 8 de J. García -Alcalde. También aparecen importantes asociaciones de icnofósiles (Condrites y Zoophycus), abundante y diversa fauna de trilobites y muy diversos y abundantes corales rugosos solitarios de la "Fauna de Cyathaxonia" (Enterolasma, Schindewolfia, Boolelasma, Syringaxon, Nicholsoniella, Adradosia, Ufimia , Oligophyllym y Pentaphyllum), así como corales tabulados pleurodíctidos (Pleurodictyum, Cleistodictyum, Proterodictyum) que constituyen el conjunto de corales de la fauna de Cyathaxonia del Emsiense Inferior más diverso conocida mundialmente.

En la parte superior de la Formación La Ladrona (Emsiense Superior basal) hay un cambio litológico gradual en el que donde las lutitas oscuras a negras comienzan a dominar sobre calizas y margas. Este cambio coincide con el Intervalo Faunístico 10 de braquiópodos de J. García-Alcalde y podría corresponderse con él, mundialmente reconocido, Evento Daleje-Cancellata que se manifiesta como un aumento gradual del nivel del mar dentro de un ciclo transgresivo-regresivo. En la Cordillera Cantábrica y se reconoce por la aparición de nuevas especies de braquiópodos y trilobites. Coincidiendo con el clímax del evento, los corales de la "Fauna de Cyathaxonia" (Adradosia, Gymnaxon, Petronella, Neaxon, Hadrophyllum y Microcyclus) vuelven a cobrar importancia. En en perfil de Aboño-Xivares no se llega a ver la parte superior de la Fm. La Ladrona tapada por depósitos triásicos discordantes.

En la parte inferior de la Formación Calizas y margas de Aguión (Calizas de Arnao), la más alta del Grupo Rañeces, del Emsiense Superior más bajo (intervalo de braquiópodos 10 de J. García-Alcalde) aparece el único arrecife de esta edad reconocido: la Plataforma de Arnao. Es un biostroma, de 5 m de espesor, constituido principalmente por corales tabulados (alveolítidos) y briozoos. estos niveles también se encuentran en Xivares.

La parte media y superior de la Formación Aguión o Arnao (Emsiense Superior) está constituida por calizas y margas crinoideas de color rojo o rosa intercaladas con lutitas, en las que aparece una comunidad bentónica muy abundante (“fósiles de Sabero”) correspondientes al intervalo de braquiópodos 12. En este tramo aparecen niveles dolomíticos con grietas de desecación que sugieren que las condiciones regresivas alcanzan un máximo en este intervalo.

Los corales tabulatomórficos están representados por Heliolites cf. praeporosus KETTNEROVÁ.

Figura nº 65: Coral tabulado Heliolites porosus. Museo virtual de la Universidad de Huelva.

Los principales constructores de biostromos son esponjas de tipo estromatoporoide. Están representados por seis especies pertenecientes a cinco géneros: Plectostroma salairicum (YAVORSKY), Intexodictyonperplexum YAVORSKY, Habrostroma cf. centrotum (GIRTY), Parallelostroma sp., y dos nuevas especies del género Labechiella.

Esta fauna de estromatoporoides es peculiar y está representada por una mezcla de formas extendidas típicas del Silúrico (Plectostroma, Intexodictyon, Parallelostroma) y por otros géneros posiblemente derivados de las faunas del Devónico temprano de Asia y América del Norte (por ejemplo, Habrostroma). Con respecto a Habrostroma, que fue el género más característico del Reino de las Américas Orientales durante el Lochkoviense, se registra por primera vez en el Pragiense de Europa. Además de estos géneros, Labechiella también está presente en estos biostromos.

Los corales rugosos abundaron durante el Devónico temprano, Tryplasma era cosmopolita y Embolophyllumse conoce en el NE de Rusia, Australia (Victoria, Nueva Gales del Sur y Queensland) y América del Norte. Por el contrario, Disphyllum no era un género común en este momento. Los corales tabulados se hicieron comunes y cosmopolitas, a partir del Emsiense.

Aunque el Grupo Rañeces corresponde a los inicios del Devónico Arrecifal cantábrico, está compuesto por rocas muy fosilíferas, sobre todo las situadas a techo del Grupo (Calizas de Arnao). El Grupo se depositó en una extensa plataforma marina en la que se desarrollaron ambientes que abarcaron desde supramareales a arrecifales.

FAUNAS FOSILES DE ABOÑO-XIVARES.

En Xivares se pueden encontrar gran cantidad de fauna marina fósil siendo especialmente abundantes los corales, crinoideos y braquiópodos, tal como detallaremos a continuación:

ESTROMATOLITOS:

Los estromatolitos son estructuras microbioliticas laminares bioconstruidas por organismos como algas o cianobacterias por medio de la captura y acumulación de carbonato cálcico. Son depósitos típicos de aguas someras limpias e iluminadas propias de llanuras mareales o plataformas marinas someras.

Los primeros estromatolitos aparecieron en el Precámbrico (+-3500 Ma) pero son muy abundantes en todos los tiempos geológicos incluido en Devónico. En El Devonico de Asturias los estromatolitos son muy abundantes en la formación Dolomías de Bañugues cuya sedimentación se realizó en una llanura de marea muy favorable para la formación de este tipo de estructuras.

En la siguiente figura se puede ver un resumen de la estructura de estas bioconstrucciones. Los estromatolitos suelen aparecer en zonas arrecifales, bien biohermos o boostromos, aunque también son frecuentes en depósitos mareales o de lagunas costeras, incluso en lagos continentales. A escala macroscópica los estromatilitos presentan gran variedad de formas (tabulares o estratiformes, domales, esféricas, columnares, etc… que pueden aparecer creciendo individualmente pero más frecuentemente conectadas lateral y verticalmente formando capas o estratos.

A escala microscópica los estromatolitos presentan una laminación interna que también puede presentar una gran variedad morfológica (horizontal, convexa, ondulada, parabólica y coniforme).

Figura nº 66: Estructuras a gran y pequeña escala de los estromatolitos.

En Aboño aparecen en dos niveles diferenciados. En la Formación Calizas de Nieva en un tramo de dolomías amarillentas y grises claras situado entre las calizas y margas negras fosilíferas características de esta unidad. Tal como se puede apreciar en lafotografía de la figura 33 se trata de láminas horizontales ligeramente crenuladas.

Estructuras similares aparecen a techo de la Formación Nieva en un tramo de dolomías grises claras con laminaciones paralelas y también convexas de claro origen orgánico.

Figura nº 67: Dolomias grises calaras con una marcada laminación convexa estromatiítica.
Cantera de la Punta de Aboño.

CRINOIDEOS:

Los crinodeos o "lirios de mar" son la clase mas primitiva de los equinodermos y por lo tanto muy abundantes en el Paleozoico. Estos organismos estaban constituidos por una parte inferior o "raiz", a veces con forma de ancla, con la que se fijaban al sustrato marino. A continuación disponen de un tallo o "pedúnculo" formado por pequeños discos o "artejos" sobre el que se disponía un cáliz o "teca" con forma globosa constituida por placas poligonales del que salían un conjunto de brazos o "braquiolas" que disponían de unas plumas o "pinnulas" que le servían para capturar, por filtración del agua del mar, a su alimento y conducirlo hasta la boca situada en el cáliz.

Los crinoideos vivían en el medio marino, generalmente anclados al fondo por la raíz llegando a constituir auténticas praderas submarinas, aunque los había que vivían anclados a objetos florantes. Al morir los crinoideos proporcionaron una gran cantidad de artejos llegando a constituir rocas (calizas encriníticas) muy abundantes sobre todo en el Devónico y Carbonífero.

Son organismos muy abundantes en el sector de la Playa de Xivares constituyendo una parte muy importante de las calizas rojas encriníticas que caracterizan a la Formación Arnao o Aguión, tal como se puede ver en la muestra de mano de una de estas calizas adjunta la figura nº 51.

Genero Laudonomphalus (Moore&Jeffords, 1968).

En Xivares son muy abundantes y característicos los artejos de crinoideos del género Laudonomphalus, como los que se pueden ver en la siguiente fotografía.

Figura nº 69: Artejos del crinoideos Laudonomphallus aff. ornatus de la Formacion Calizas
y Margas del Aguión (Calizas de Arnao) en la Playa de Xiavares.

En la siguiente figura se puede ver una lámina con la representación de algunos ejemplares de este género de crinoideos muy frecuente en el Devónico.

Figura nº 70: El genero Laudonomphalus.

Genero Acanthocrinus:

Otro crinoideo, también encontrado en Xivares, es de la especie Acanthocribnus rex que se caracteriza por carecer de raiz de fijación a los blandos sustratos en los que vivía por lo para realizar esta función que utilizaba la parte final del tallo o pedúnculo que adquiría la forma de tornillo al igual que también hacían otro tipo de crinoideos el Pycnocrinus. En la figura de la derecha se puede ver un ejemplar completo de este crinoideo.

Es posible que sea la primera vez que se cita este crinoideo en Asturias, en León ya ha sido mencionado anteriormente en el Grupo La Vid en León.

En la siguiente imagen se puede ver el típico tallo o pedúnculo enrollado helicoidalmente de este crinoideo encontrado en un nivel de margas rojas entre las calizas encriniticas de la Formacion Calizas y margas de Aguión (Calizas de Arnao) en la Playa de Xivares.

Figura nº 72: El tallo enrollado del crinoideo Acanthocrinus aff rex que servia al organismo
para su fijación al los fondos blancos (margas) en los que vivía. Localidad: Playa de Xivares.

BRAQUIPODOS:

Los braquiópodos (“pie corto”), muy abundantes en el registro geológico, son bivalvos marinos solitarios con dos valvas peduncular o ventral y braquial o dorsal unidas mediante dientes y fosetas en los articulados y mediante músculos en los inarticulados y que se pueden abrir mediante músculos abductores y cerrar con los músculos diductores. La concha de carbonato cálcico, recubierta de una capa orgánica, es segregada por dos mantos; un manto dorsal en la valva braquial y un manto ventral en la valva pedundular. El animal vive figado al sustrato mediante un pedúnculo que sale por un orificio (foramen) de la parte posterior de la valva peduncular. Rodeando la boca se encuentra el lofóforo una estructura filtradora, sujeta a la concha por el braquidium, que permite, simultáneamente, la alimentación y respiración formado por dos brazos espirales y unos cilios cuyo movimiento crea corrientes que llevan el alimento hasta la boca y después al estómago.

Figura nº 73: Estructura de un braquiópodo.

Los braquiópodos se diferencian de otros bivalvos (p.e. lamelibranquios) por poseer un plano simetría perpendicular al plano de la comisura mientras que en otros bivalvos ambos planos coinciden. Generalmente son organismos bentónicos que viven sujetos sobre los sustratos duros por un pedúnculo o enterrados en los sustratos blandos. Algunas especies pueden fijarse al suelo u objetos mediante pelos que salen de una de las valvas.

En Xivares los braquiópodos son muy abundantes en la Formación Calizas y margas del Aguión (Calizas de Arnao) y menos en el resto de las formaciones del Grupo Rañeces. En la siguiente tabla se puede ver un resumen de braquiópodos del Grupo:

Los braquiópodos pueden aparecer en las calizas rojas de la Formación Aguión, como ejemplares aislados, en lumaquélas o concentrados en niveles mas o menos margosos como el de la siguiente fotografía:

Figura nº 74: Caliza margosa roja con una gran cantidad de braquiópodos entre los que
destacan los espiriferidos. Playa de Xivares.

También pueden aparecer asociaciones de braquiópodos con otros organismos como corales, crinoideos y briozoos.

Figura nº 75: Grandes braquiópodos planos (Genero Strophodonta?) en una caliza roja
con crinoideos Laudonomphalus. Playa de Xivares.

En la Formacion Aguión abundan sobre manera los spiriferidos como la especie Ferronia subespeciosa:

Figura nº 76: Calizas margosas rojas de la Playa de Xivares con grandes espiriferidos.
Posiblemente de la especie Ferronia subespeciosa muy abundante en la Formacion Aguión.

En las margas rojas se pueden encontrar algunos de los ejemplares bastante bien conservados como los de la siguiente imagen:

Figura nº 77: Braquiópodos sueltos de una capa de margas rojas. Playa de Xivares.

Frecuentemente aparecen braquiópodos spiriferidos asociados a corales como en la siguiente fotografía:

Figura nº 78: Braquiópodos espiriferidos y corales en margas rojas. Playa de Xivares.

También es frecuente verlos en posición de vida como estos ejemplares que se localizan dentro de un estrato de margas:

Figura nº 79: Nivel de margas rojas con braquiópodos de concha
resupinada, en posición vida. Formacion Aguión. Playa de Xivares.

En las demás Unidades del Grupo Rañeces en la Punta de Aboño y la Playa de Santa Maria los braquiópodos son más escasos. En la Formación Nieva aparecen fragmentos y ejemplares de pequeños braquiópodos en las calizas y margas negras:

Figura nº 80: Lumaquela de pequeños braquiópodos y fragmentos de conchas en las
Calizas de Nieva (Ria de Aboño).

En la formación La Ladrona (Ferroñes) también aparecen braquiópodos algunos niveles lumaquélicos con corales dentro de los interestratos de margas negras:

Figura nº 81: Lumaquela de margas negras con gran cantidad de fragmentos de conchas
con algunas pequeñas colonias de corales y algún braquiopodo completo como el posible
ejemplar de Plicathyris de la foto.

CEFALOPODOS:

Se han observado dos ejemplares en la Cantera de La Punta de Aboño. Unos metros por encima del primer nivel arrecifal, en las calizas negras con interestratos de margas del mismo color he localizado un orthoceratítido que se puede ver en la siguiente figura:

Figura nº 82: Ortoceratítico en la Formacion Calizas de Nieva. Cantera de la Punta de Aboño.

En estas mismas capas de calizas negras he localizado una forma que, con dudas, recuerda a un goniatitido:

Figura nº 83: Posible ejemplar de cefalópodo goniatítido. Cantera de la Punta de Aboño.
Calizas negras de la Formacion Nieva.

GASTEROPODOS:

En las calizas negras de la Ria de Aboño he localizado un nivel con una gran cantidad de gasterópodos conservados en forma de moldes rellenos de calcita blanca por lo que contrastan con las calizas negras que los albergan. Se observan varias especies de estos organismos unos muy estilizados y largos y otros más redondeados:

Figura nº 84: Calizas negras con gasterópodos. (Calizas de Nieva en la Ría de Aboño).

BRIOOZOOS:

Los Briozoos fenestrados son un orden perteneciente a la Clase Stenolaemata (J.L. Suárez Andrés) y constituyen un filo de organismos celomados coloniales sésiles en su mayor parte marinos y provistos de esqueleto mineralizado, que están presentes en el registro fósil desde el Ordovícico hasta la actualidad. Las colonias están compuestas por individuos que están formados por un aparato digestivo en forma de U, un lofóforo extensible y un conjunto muscular que posibilita la extensión y retracción de los tentáculos. La morfología de las colonias es muy variada: de incrustantes laminares a masivas y una amplia gama de formas erectas. El Orden Fenestrata agrupa a un conjunto de briozoos paleozoicos, que tuvieron una gran diversificación durante el Devónico y se extinguieron en el Pérmico.

Un brioozo es una colonia compuesta por un esqueleto calcificado, llamado zoario, en la que se agrupan los diferentes individuos que la componen o zooides. Un manto que recubre toda la colonia es el responsable de segregar este esqueleto colonial. Casi todos los géneros disponen de un esqueleto o zoario calcáreo erecto y unilaminar formado por una o varias ramas que surgen de una base pequeña. Los individuos o zooides forman dos o más hileras en las ramas, con las aberturas dispuestas en el anverso de la superficie de las mismas. Perpendicularmente a las ramas hay unas barras calcáreas macizas llamadas disectimentos.

El tipo más común de esqueleto o zoario es el reticulado en el que las ramas están conectadas entre sí́ por elementos transversales formando una retícula. En la figura de la izquierda se puede ver un dibujo con la estructura de uno de estos esqueletos.

Las colonias pueden adoptar forma de cónica o de embudo en las que la colonia se ensancha desde la base de fijación al sustrato mediante la bifurcación de las ramas alcanzando de varios centímetros a pocos decímetros de diámetro y altura, y su forma puede ser sencilla, similar a una trompeta, o desarrollar repliegues. Otros briozoos presentan forma de abanico con un número reducido de ramas que al bifurcarse dan lugar a una estructura abierta. Además de retículas los zoarios de los briozoos pueden presentar muchas otras formas: pinnados, ramificados, tabulares, espirales, bifoliados, incrustantes.

En la siguiente figura se puede ver un bloque diagrama con la asociación de briozoos en un arrecife devónico similar al que se desarrolla en la Playa de Xivares:

En Xivares los briozoos son muy abundantes, en la siguiente fotografía se puede observar una asociación muy similar a la de la figura anterior: corales ramosos thamnapóridos, crinoideos, braquiópodos y briozoos fenestellidos, encontrada en las calizas y margas rojas de la Formación Aguión.

Figura nº 86: Asociación de corales, braquiópodos y briozoos en unas calizas y margas rojas de la
Formación Aguión en la playa de Xivares.

En esta misma Unidad (Fm. Arnao) también aparecen algunos otros tipos de briozoos como los del género Trepostomata que presentan una forma discoidal incrustante de gran tamaño:

Figura nº 87: Gran briozoo del genero Trepostomata que se desarrolla incrustado en un biotromo de
corales thamnapóridos. Playa de Xivares.

ESTROMATOPÓRIDOS:

La clasificación de estos organismos ha sido muy discutida debido a que al carecer de espículas difícilmente podrían ser clasificados como esponjas y como tampoco disponen de receptáculos para albergar pólipos no encajan dentro del filo Cnidaria (corales). Por eso se les ha asignado su propia clase, STROMATOPOROIDEA.

De estos organismos se han identificado siete órdenes: Labechiida, Clathrodictyida, Actinostromatida, Stromatoporellida, Stromatoporida, Syringostromatida y Amphiporida, que incluyen más de 100 géneros. Los primeros estromatolitos aparecieron en el Arcaico hace 3.500 M.a. y proliferaron hasta el Devónico cuando se extinguieron por un cambio climático generalizado (glaciación) durante el Evento Hangenberg.

Los estromatoporoideos son fósiles de un animal antiguo, mientras que los estromatolitos son estructuras sedimentarias dejadas por una alfombra microbiana. Por ello, aunque estos fósiles son bastante similares y en sus nombres ambos contienen la palabra "estroma" que en griego se utilizaba para definir lo dispuesto en capas, tienen características distintivas.

Figura nº 88: Crecimiento de una colonia por acumulación de capas ("estromas"). Playa de Xivares

Disponen de un esqueleto denso y aparecen como masas esféricas o semiesféricas de carbonato cálcico con una sección laminada formando capas, junto a los briozoos y los corales tabulados formaron arrecifes durante el Ordovícico y el Silúrico. En los arrecifes devónicos los estromatopóridos formaban por su resistencia, junto a las algas incrustantes, la parte del arrecife más expuesta a la acción del oleaje, aunque algunos estromatoporoides presentaban diferentes formas como respuesta a una combinación de condiciones genéticas y ambientales: nutrientes accesibles, tasa de sedimentación, el espacio disponible y las condiciones y calidad del agua. Por lo tanto, es posible reconstruir las condiciones paleoambientales en que vivió el organismo basándose en la estructura de crecimiento. Por ejemplo, los estromatoporoides de Amphipora del período Devónico eran formas ramificadas con una delicada morfología por lo que no habrían tolerado condiciones de aguas turbulentas, por lo que lo más probable es que vivieran en medios de lagoon con muy poca energía de ola.

Estas variaciones en la morfología de los estromatoporoides dificultan la identificación del género a simple vista ya que se requieren dos secciones delgadas de una muestra para una identificación fiable.

Aunque es difícil identificar la taxonomía debido a las variaciones en su morfología, los estromatoporoides tenían características comunes. Eran organismos sésiles y bentónicos, por lo que vivían inmóviles, adheridos al fondo del mar alimentandose por suspensión (Kershaw 2013).

Su esqueleto calcáreo se llama coenostio y la superficie de los estromatoporoides era lisa y cubiertos con pequeños protuberancias llamadas mamelones. Encima de mamelones había una estructura llamada astrorhizae que servía para la descarga de agua. Los estromaporoides estaban formados por suaves láminas que funcionan como huellas dactilares a la hora de su identificación. Estas laminas se agrupan en latilaminas que forman bandas de crecimiento que reflejan cambios ambientales como mareas, estaciones, clima o disponibilidad de alimento. A los espacios entre laminas se les conoce como galerías mientras que los pilares eran perpendiculares a las láminas.

Por su forma de crecimiento los estromatoporoides se han clasificado como dendroides de bajo o alto perfil, laminares, domical, tabular y bulbosas en función de la altura vertical, el diámetro basal, el ancho y las observaciones cualitativas. Estos diferentes patrones de crecimiento crearon la estabilidad del organismo y contribuyeron a la formación de las estructuras de arrecifes: biohermas o biostromas. Otros investigadores usan terminología más generalizada para describir estromatoporoides que incluyen formas incrustantes, ramificadas, de estera y de montículos.

En la Playa de Xivares se pueden ver algunos ejemplares que destacan por su color rojo claro dentro de las calizas coralinas rojas oscuras de la Formación Calizas y margas del Aguión (Calizas de Arnao):

Figura nº 90: Estromatiporoideo con forma de domo semiesférico, invertido por causas tectónicas. Presenta la laminación característica de estos poríferos y un marcado color rojo que lo hace destacar en
la roca mas oscura que lo contiene. Localidad: playa de Xivares.

CORALES:

Los “arrecifes” son estructuras marinas rígidas, tridimensionales y resistentes a las olas formadas por organismos vivos y sedimentos inorgánicos que parte de ecosistemas submarinos que contienen grandes cantidades de biomasa y biodiversidad de organismos marinos. Su formación y crecimiento está regulada por factores acuáticos bióticos y abióticos que incluyen olas, turbidez y por lo tanto disponibilidad de luz y calidad del agua. En general, los arrecifes se forman en latitudes tropicales entre 30°N y 30°S con algunas ecepciones. Los arrecifes antiguos inicialmente se diversificaron y expandieron en el período Ordovícico Inferior y estaban dominados por invertebrados carbonatados, incluidos cnidarios, esponjas y briozoos. Los arrecifes modernos están compuestos en gran parte por corales y algas que crecen por fotosíntesis.

Los arrecifes se dividen en:

-Biohermos: Término identificado con “arrecife”. Los biohermos están formados por organismos vivos que se acumulan verticalmente para formar estructuras tridimensionales en forma de montículo

-Bioestromas: también están compuestos de organismos vivos, pero presentan un desarrollo horizontal más que vertical estructurándose bidimensionalmente en forma capas o lechos. La mayoría de los biostromas son calcáreos y normalmente están intercalados entre sedimentos y son menos distinguibles que los biohermos, que aparecen más claramente en las formaciones rocosas. Los Biostromas se forman sobre fondos marinos planos, poco profundos, de baja turbulentos y con sedimentación fangosa.

En el Grupo Rañeces que aparece entre Xivares-Punta de Aboño se localizan los Episodios Arrecifales I (F. Nieva), II (F. Bañugues) y III (F. Arnao) definidos por J. García-Alcalde en el Devónico cantábrico.

El primer episodio se desarrolló durante el Pragiense temprano y se registra en unas calizas bioestromales en capas delgadas con una rica fauna de corales y estromatoporoides. Las rocas del Lochkoviense tardío y Pragiense temprano afloran de forma irregular en la Zona Cantábrica, en Asturias se ha estudiado en Santa María del Mar en la vertiente norte de la Cordillera donde aparecen en la Formación Nieva.

La sucesión estratigráfica consiste principalmente en depósitos de rampa dominados por tormentas que comprenden niveles y capas calizas grainstone bioclásticas que alternan con margas fosilíferas. Las facies de arrecife generalmente se registran algunos metros por encima del límite Lochkoviense/Pragiense. Están formados por dos tipos de unidades bioestromales, que presentan espesores de hasta 1,5 m:

1) biostromas de corales ramificados y

2) biostromas compuestos por corales tabulados masivos y estromatoporoides.

Los corales rugosos fasciculados son los principales constructores de los biostromas de coral ramificado. El taxón más común es Disphyllum sp. (ver fisura nº 17) esta especie muestra un aumento bastante rápido en número y tamaño de coralitos. Los corales rugosos subordinados son Embolophyllum sp. y Tryplasma aequabile LONSDALE (ver figura nº 16).

En las diferentes formaciones del Grupo Rañeces/ La Vid (F. Soto, 1986) los corales más abundantes son los rugosos solitarios de la “fauna de Cyathaxonia” y solo en la parte superior del Grupo (F. Arnao) aparecen biostromos construidos por corales rugosos ramificados (faceloides) y rugosos solitarios masivos. Los corales tabulados más abundantes son los favosítidos, los Pleurodíctidos discoidales planos característicos de la “fauna de Cyathaxonia” y los ramificados (Thamnapóridos y Aulapóridos).

En la Formación basal del Grupo (Calizas de Nieva) y debido a la intensa dolomitización aparecen muy pocas formas: Hapsiphyllidae, Syringaxon un tipo de coral cuerno, Chaetetidae un tipo de coral tabulado semiesférico y Favositidae. En Bañugues aparecen los siguientes taxones: los corales cuerno Heliophyllum, Siphonophrentis y Protomacgeea.

En las calizas arcillosas y nodulosas y las lutitas del Emsiense inferior (biozona Xana bubo) se encuentra la siguiente asociación: Adradosia barroisi, Hapsiphyllum Stewartophyllun y Pleurodictyum.

Un poco por encima junto a Euryspirifer aparecen: Adradosia barroisi, Gymnaxon weyeri, Hadrophyllun, Syringaxon, Barradeophyllun cantabricum, Nichosoniella nodosa, Parastriatopora, Cleistopora geométrica, Pleurodictyum problematicum y Aulocystis.

En la secuencia lutítica con finas intercalaciones calcáreas lenticulares del límite Emsiense Inferior- Emsiense Superior, junto a braquiópodos, tentaculites y rugosos solitarios se encuentran: Adradosia barroisi, Gymnaxon weyeri, Petronella truncata, Hapsiphyllum, Hadrophyllun bifidum. H. neritae, H. romani, Microciclus thedfordensis, M. truyolsi y Neaxon sp.

En los niveles carbonatados situados encima (Emsiense superior) se localiza un biostromo con: Synaptophyllum multiseptatum SOTO y Pachyfavosites.

Figura nº 92: Colonia de Sinaptophyllum.

Hacia la base de la unidad superior del Grupo (Fm. Calizas de Arnao o del Aguión) en el Emsiense superiorse localiza la siguiente asociación coralina: Combophyllum leonense, Pentaphyllum y Pleurodictium. En el resto de la unidad se encuentran los corales rugosos: Mesophyllum (Cystiphylloides), Papiliophyllum, Acanthophyllum, Ceratophyllum, Combophyllum, Billingsastrea y otros.

Los corales tabulados masivos están representados por dos especies del género Favosites (Favosites intricatus POČTA y Favosites aff. goldfussi pyriformis LECOMPTE) y una especie del género Squameofavosites (S. ex. gr. cechicus GALLE).

Además de los estromatopóridos, los corales de los tipos tabulados y rugosos fueron los principales constructores de arrecifes durante el Devónico.

Los corales rugosos se dividen en solitarios o coloniales. Un individuo de coral solitario se llama corallum (plural = coralla), mientras que un individuo dentro de una colonia se llama coralite. Los corales rugosos hicieron sus esqueletos de calcita; esta es una diferencia significativa en relación con los hexacorales, que hacen sus esqueletos con aragonito.La parte exterior del corallum (o coralite), es decir, la pared del esqueleto, se denomina teca. La teca, a su vez, puede estar cubierta por una vaina esquelética más externa llamada epiteca. Las líneas de crecimiento a menudo son evidentes en la epiteca; estos también se llaman rugae ("ruga" en latín significa arrugado), lo que le da a este grupo de corales su nombre científico (por lo tanto, los corales rugosos son los "corales arrugados"). La parte superior del corallum (o coralite) se llama cáliz y es la porción del coral ocupada por el pólipo vivo.

El interior del esqueleto está dividido por sectos (tabiques) verticales dispuestos de forma radial formando grupos de 4 septos (Tetracoralarios) además de la pared y los sectos los corales rugosos tetracoralarios disponen de otras estructuras como las tabulas, los disepimentos y la columela. Los corales rugosos o tetracoralarios, se desarrollarlo durante el intervalo Ordovícico -Pérmico.

Los corales de la clase Tabulata (hexacoralarios), son otro conjunto de organismos paleozoicos (Ordovícico-Pérmico) mas sencillos que los corales rugosos al carecer de septos. Los tabulados están constituidos por pequeños tubos (coralinas) hexagonales, uno para cada pólipo con tablillas (tábulas) perpendiculares a la dirección de crecimiento y poros en las paredes del coral. Estos tubos se organizan geométricamente de muchas maneras dando formas que van de planas a masivas o ramificadas. De los corales tabulados hay dos familias que en el Devónico destacaron como constructores de arrecifes: los favosítidos y los alveolítidos.

CORALES EN XIVARES-ABOÑO:

En el perfil de Aboño – Xivares son frecuentes los fósiles de corales correspondientes a los episodios arrecifales I y III de los siete definidos en el Devónico de la Cordillera Cantábrica. He encontrado tres niveles con corales a techo de la unidad basal del Grupo, la Formación Calizas de Nieva (Gediniense-Siegeniense),un nivel con algunos corales de pequeño tamaño en la Formación La Ladrona (Ferroñes) y varios biotromos de corales ramosos y masivos en la unidad más alta del grupo las Calizas de Arnao (Aguión) del Emsiense.

En la cantera de Xivares he localizado tres niveles con colonias de corales del Episodio Arrecifal I, cuya situación se puede ver en la siguiente ortofoto.

Figura nº 93: Situación de los niveles biohermicos del Episodio Arrecifal I del Devónico.

En primer nivel con corales se localiza en el interior de la excavación y esta constituido por colonias aisladas y tabulares de corales localizadas en margas calcáreas negras como las que se pueden ver en la fotografía de la siguiente figura:

Figura nº 94: Nivel de corales rugosos fasciculados (Siphonodrendron?) dispuestos en
colonias de aspecto tabular dentro de un nivel de margas negras de la Formacion Nieva
en la Cantera de la Punta de Aboño.

También parecen colonias individuales esféricas o semiesféricas de corales blancos en calizas negras bioclásticas y lumaquélicas como las de la siguiente imagen:

Figura nº 95: Nivel de corales en una caliza negra. En el ángulo inferior derecho se puede
ver el detalle de la colonia señalada por la flecha blanca. Formación Nieva en la Cantera de Aboño.

Las colonias se presentan individuales, con tamaños centimétricos, esféricas o semiesféricas en aparente posición de vida. Los corales están formados por coralinas individuales conservadas en calcita blanca y sin conservar ninguna estructura interna aparente, por lo que no se pueden clasificar a simple vista, siendo necesario la realización de láminas delgadas para su estudio detallado.

A 24 metros por encima de este primer nivel arrecifal se localiza otro que aparece en la base de margas negras con gran cantidad de bioclastos y fragmentos de braquiópodos que constituyen el techo de la formación Nieva en Aboño, tal como se ve en la siguiente figura:

Figura nº 96: Nivel de acumulación de corales en la base del tramo de margas
negras que constituyen el techo de la Formacion Nieva en la Punta de Aboño.

En un nivel de 1 a 0,5 metros de grosor de margas negras con algún nivel calcáreo, se localizan corales ramosos de pequeño tamaño en posición de vida. Este biostromo se encuentra dentro de un nivel de 4 a 5 mts de calizas margosas y margas negras situado a techo de las calizas negras con moteado blanco anteriormente descritas.

Figura nº 97: Colonias de corales rugosos fasciculados dispuestas en posición de vida en niveles de margas negras. Techo de la Formacion Nieva en la Punta de Aboño.

En la siguiente figura se puede apreciar con mayor detalle las coralinas que forman estos corales que en algunos casos presentan una buen estado de conservación o que permitirá su clasificación:

Figura nº 98: Detalle de las coralinas que constituyen las colonias, se observa que están en
posición de vida y que presentan un buen estado de conservación por lo seria factible su clasificación (esquina inferior derecha).

El techo de la Formación Nieva viene marcado por un nivel de margas calcáreas negras bioturbadas y con gran cantidad de fragmentos de braquiópodos, en las que abundan las geodas subesféricas rellenas de cristales de calcita. En este nivel aparecen corales esféricos o semiesféricos en posición de vida, pero con una mala conservación por lo que es difícil ver las coralinas con el mismo detalle que los del nivel anterior.

Figura nº 99: Colonia semiesférica de corales mal conservados en las margas negras del
techo de la Formación Nieva en la Punta de Aboño.

En la siguiente figura se puede ver un bloque diagrama fidelizado con la reconstrucción de un arrecife de corales rugosos fasciculados del Devónico Inferior de la Cordillera Cantábrica.

Figura nº 100: Arrecife corales rugosos fasciculados del Devónico Inferior.

FAVOSITIDOS:

Favosites es un género extinto de coral tabulado que se caracteriza por presentar celdillas, o coralitos, poligonales estrechamente empaquetados ("coral panal"). Las paredes entre los coralitos están perforadas por poros conocidos como poros murales que permitieron la transferencia de nutrientes entre los pólipos. Los favoritos, como todos los corales, prosperan en mares cálidos y bien iluminados, formando coloridos arrecifes, alimentándose filtrando plancton microscópico con sus tentáculos punzantes. El género tuvo una distribución mundial desde el Ordovícico tardío hasta el Pérmico tardío.

En los niveles de margas negras bioclásticas, con corales tabulados fasciculados del techo de la formación Nieva, he encontrado un par ejemplares de favosites con una peculiar forma. El mejor conservado se trata de un ejemplar en forma de domo de base plana o ligeramente concava y con unas llamativas protuberancias en su parte superior. Sus dimensiones serian de 30 cmts de diámetro por 10 cmts de altura. Por sus características protuberancias podría corresponder a una esponja calcárea de la familia Chaetetidae.

Figura nº 101: Coral tabulado favositido en posición de vida en las mismas margas negras donde se localiza el segundo nivel con corales del techo de la Fm. Nieva en la Punta de Aboño. El ejemplar presenta unas protuberancias cónicas en su parte superior.

Sin embargo, una visualización con detalle de las celdillas de la parte superior del fósil parece indicar que se trataría de un coral en forma de panal de abejas (“honeycomb coral”), es decir un favositido.

Figura nº 102: Detalle de las protuberancias cónicas del ejemplar de la fotografía de la
figura anterior se aprecian las celdillas y la estructura interna del fósil.

Un ejemplar de porífero encontrado en un bloque de calizas negras suelto, pero sin duda procedente de estos mismos niveles que estamos describiendo, todavía presenta una identificación más complicada, parece tratarse de una forma incrustante de un favositido o de un estromatoporoideo:

Figura nº 103: Favositido en un bloque suelto de calizas margosas negras del techo de
la Formación Nieva en la Punta de Aboño.

En la Formación La Ladrona (Ferroñes) he visto pocos corales. Solamente en un interestrato de margas negras lumaquélicas he podido algunos ejemplares de unos pequeños corales tabulados masivos con forma de domo y celdillas hexagonales que recuerdan a la forma Pleurodyctium junto a pequeños corales tabulados ramosos.

Figura nº 104: Pequeña colonia de coral tabulado similar a Pleurodyctium. Nivel de margas
negras en la Formación Ferroñes (La Ladrona)

En la Playa de Xivares, dentro de la formación Calizas y margas de Aguión (Calizas de Arnao), se encuentran buenos ejemplos de Favosítidos como los que se exponen a continuación. Se trata de favoritos un coral tabular colonial caracterizado por celdillas en forma de panal (honeycomp coral), con formas de domo o discoidales:

Figura nº 105: Ejemplar completo de un favoritos en un nivel de margas rojas de la Formacion Aguión o Arnao. El fosil presenta una forma discoidal o de platillo y esta invertido por causas
tectónicas. Playa de Xivares.

La especie Favosites intricatus POCTA 1902 muy abundante en el Devónico presenta formas de tamaño medio, con diámetros de 8 cm y alturas de 6 cm, que van de tabulares a hemisféricas

Además de los favosites más o menos planos como el de la anterior fisura también aparecen favosites como forma de cúpula:

Figura nº 106: Ejemplar entero de favoritos con forma de cúpula en un nivel de margas calcáreas con corales ramosos tumbados. El favosites esta en posición de vida pero invertido por causas tectónicas. Formacion Calizas y margas del Aguión o Calizas de Arnao en la Playa de Xivares.

Los favosites presentan un envés con una estructura de láminas concéntricas muy característica:

Figura nº 107: Base de un favosites en un estrato de margas rojas de la Fm. Aguión.
Playa de Xivares.

En la Cala de la Punta del Regato, al oeste de la Playa de Xivares, se encuentran unas calizas blancas con gran cantidad de favosites conservados en calcita blanca. Estas calizas masivas pertenecerían a la Formación Monielllo (Emsiense-Eifeliense) y suprayacente al Grupo Rañeces:

Figura nº 108: Calizas grises con gran cantidad de fósiles de favosites en calcita blanca.
En el recuadro de la parte inferior de la fotografía se puede ver el detalle de la estructura
en celdillas de los fósiles. Formación Moniello en Xivares.

THAMNOPORIDOS:

Dentro del mismo Orden Favositiva se sitúa el coral ramoso tabulado Thamnopora STEININGER, 1831 muy abundante a escala mundial durante el Devónico (del Lochkoviense al Frasniense). En este género los calices se abren más o menos perpendiculares a la superficie de la colonia y en las paredes presentan poros muy profundos. Es un género muy extendido por el paleozoico español, principalmente en las Cordilleras Cantábrica y Pirinaica. Su distribución temporal abarca desde el Silúrico hasta el Pérmico. La mayoría de los corales tabulados ramificados de esta zona pertenecen al género Thamnopora (la especie T. yavorski DUBATOLOV es principalmente abundante). En la siguiente figura se puede ver un biostromo tabular de grosor métrico constituido por Thamnopóridos y algún Favositido. En la parte alta del biostromo los corales están en posición de vida (la estratificación esta invertida).

Figura nº 110: Nivel biostromal de calizas rojas con abundantes corales ramosos en
posición de vida. Formacion Calizas y margas del Aguión (Calizas de Arnao) en
la Playa de Xivares.

CORALES FOLIARES.

En las margas rojas con braquiópodos también se encuentran estructuras laminares de color rojo con una estructura interna fibrosa. Estas estructuras son parecidas a la de los corales tabulados foliares bifaciales del género Platyaxum.

Figura nº 111: Corales foliares en las margas rojas con braquiópodos espiriferidos de la Formación
Aguión. Playa de Xivares.

DISCUSION

El Grupo Rañeces en la sección Punta de Aboño – Xivares está bien expuesto y es fácilmente accesible en marea baja. Según la cartografía geológica disponible (IGME y C. Hallado 2021) en el acantilado afloraría el Grupo Rañeces del Devónico Inferior que estaría constituido por las Formaciones Calizas de Nieva, La Ladrona (Ferroñes) y Calizas y margas de Aguión (Arnao) faltando la Formación Dolomías de Bañugues sin motivos tectónicos aparentes.

Figura 112: Cartografia geológica del IGME, donde se cartografia el Grupo Rañeces sin
llegar a diferenciar unidades dentro del mismo.

La serie estratigráfica comienza en la Ria de Aboño donde aflora la unidad inferior del Grupo Rañeces: la Formación Calizas y margas de Nieva. En esta localización esta unidad presenta una litología algo distinta a la de su localidad tipo, estando formada por calizas negras a veces fosiliferas (gasteropodos) con interestratos de margas del mismo color a veces lumaquelicas (braquiópodos) algunos de ellos alcanzando grosores métricos y también algunos niveles de dolomias amarillentas con laminaciones orgánicas. Las calizas presentan un moteado blanco formado por cristales de calcita y las margas suelen presentar grandes cantidades de fragmentos de braquiópodos. A techo aparece un tramo de 5 metros de espesor de margas negras con geodas de calcita blanca cristalizada. En la Cantera de la Punta de Aboño se han reconocido al menos tres niveles de grosor submétrico con pequeñas colonias de corales rugosos fasciculados y corales tabulados favositidos. Las colonias estarían formadas por coralinas de los géneros Sinaptophyllun o Tryplasma muy abundantes en el Devónico Inferior (ver figuras nº 16 y 92).

La presencia entre las Calizas de Nieva y las Calizas de Ferroñes de un tramo de dolomías de color gris claro con laminaciones orgánicas (estromatolitos) y grietas de desecación me hacen pensar que por sus características litológicas y posición estratigráfica estas dolomías pudieran corresponder a la Formación Dolomías de Bañugues. Estas calizas dolomíticas presentan unas marcadas laminaciones orgánicas estromatolíticas (ver figura 67), los planos de estratificación están intensamente estilolitizados y grietas de desecación, típicas de los depósitos de llanura de marea y frecuentes en Bañugues, en los muros de los estratos tal como se puede ver en la figura nº 39). Por todas estas características litológicas se puede considerar que este tramo dolomitico corresponderían a la Formacion Dolomias de Bañugues y su poco espesor (5 metros) podría explicarse por la situación del afloramiento el situado mas al este de todos los de la Unidad en Asturias, sin descartar causas tectónicas.

Figura nº 113: Tramo de dolomias grises claras con superficies estilolíticas, laminaciones estromatolíticas y grietas de desecación situado entre las margas negras con geodas y corales
del techo de la Formacion Calizas de Nieva y las calizas rojas con margas y pizarras grises y
verdes de la Formacion Calizas y pizarras de Ferroñes (Fm. La Ladrona).

Expuesta de forma continua en el tramo comprendido entre la Punta de Aboño y la Playa de Santamaria estaría la Formación Calizas y Pizarras de La Ladrona (G. Alcalde) que sería la denominación que sustituiría a la inicialmente conocida como Formación Calizas y Pizarras de Ferroñes. En esta localización la Unidad presenta unas facies que no han sido descritas en su localidad tipo, ni en otras secciones como la de Bañugues y que se exponen a continuación.

En su muro y sobre las dolomías laminadas grises claras que se sitúan a techo de las margas grises oscuras con corales pertenecientes a la unidad Calizas de Nieva aparecen calizas tableadas, onduladas, de colores grises claros y rojizos con aspecto de “griotte”, no descritas en la literatura geológica consultada sobre esta formación.

Figura nº 114: Calizas tableadas de color es grises y rojizos con aspecto de griotte.

En la parte superior del perfil, cerca de la Playa de Peña María, aparecen niveles de brechas intraformacionales constituidas por clastos calcáreos, algunos de tamaño bloque, de calizas grises claras en una matriz de calizas rojizas tal como se puede apreciar en la fotografía de la figura nº 46. Ya en la Playa de Santamaria aparecen otros niveles de brechas formados por calizas granates oscuras en una matriz de calizas claras y

Figura nº 115: Brechas formadas por clastos de calizas moradas en una matriz de calizas grises. Formacion Ferroñes (La Ladrona) en la Playa de Santamaria.

También aparecen otros niveles de brechas formadas exclusivamente por clastos angulosos de calizas claras laminadas.

Figura nº 116: Brecha constituida por clastos de calizas claras laminadas. Formación
Ferroñes (La Ladrona) en la Playa de Santamaria.

Estas niveles de brechas llevan intercalaciones de dolomías amarillentas constituyendo un llamativo conjunto versicolor. Esta litología no aparece descrita en las publicaciones que he consultado de esta unidad litoestratigráfica.

BIBLIOGRAFIA.

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Estudio de la estructura geológica de la zona situada entre el Puerto del Musel y las Playa de Xivares (Gijón y Carreño; Asturias). Carlos Hallado González, 2021.

PRIMER REGISTRO DE FOSILES DE BIVALVOS EN EL BUNTSANDTEIN DE LA CORDILLERA IBERICA.

2023-06-09T12:10:00.001-07:00

RESUMEN:

En esta entrada se describirán, por primera vez, fósiles de bivalvos marinos encontrados en el Buntsandtein de la Cordillera Ibérica, concretamente en las areniscas ferruginosas de la parte más alta de la Formación Areniscas del Cañizar (o del Garbí) en la Sierra Calderona (Náquera). Los restos encontrados corresponden a dos ejemplares de bivalvos uno de ellos atribuido al Genero Clararia, un ostreido cosmopolita y característico del Triásico Inferior y otro conservado como un molde con gruesas costillas que no se ha podido atribuir a un organismo concreto, pero de indudable origen marino.

Se considera que el descubrimiento es importante por ser la primera que se mencionan restos fósiles directos de origen marino en el Buntsandtein Ibérico con las consideraciones paleogeográficas que ello acarrea.

ANTECEDENTES GEOLOGICOS

La zona donde se han encontrado los fósiles se encuentra en la Hoja de Sagunto (Valencia), en la terminación oriental de la Cordillera Ibérica dentro de su Sector Levantino. Se encuentra inmediatamente al este del Surco de Valencia, concretamente en la Rama Castellano-Valenciana, tal como se puede ver en la siguiente figura.

Figura nº 1: Esquema geológico de la Cordillera Ibérica con indicación de la situación de la
Sierra Calderona en el Sector Levantino de la Rama Castellana.

Esta Cordillera es una cadena intraplaca formada como consecuencia del acortamiento producido por la aproximación entre Eurasia y África acaecida en el Cretácico superior - Oligoceno. A diferencia de otros orógenos Alpinos, la Cordillera Ibérica no muestra los rasgos que caracterizan a aquellos, ya que carece de metamorfismo y la actividad magmática es modesta, concentrándose únicamente en las doleritas triásico-jurásicas y en las emisiones basálticas del Jurásico de Caudiel.

Las rocas del Triásico de la Cuenca Ibérica aparecen en las tres facies que corresponden a las tres unidades de tipo germánico: Buntsandstein, Muschelkalk y Keuper. En la zona de Náquera nos enfocamos en la facies Buntsandstein, representada por unidades siliciclásticas consideradas de origen continental. Estas unidades han sido extensamente investigadas desde la década de 1970 y clasificadas en categorías de formación según criterios exclusivamente litoestratigráficos debido a la casi completa ausencia de fósiles de valor estratigráfico.

En el Anisiense el Macizo Ibérico formaba parte del supercontinente Pangea y se localizaba en una zona donde se estaba abriendo (rifting) y avanzando hacia el este el Océano Tethys tal como se puede ver en la siguiente figura:

Figura nº 2: Mapa paleogeográfico del límite Pérmico-Triásico (ca. 250 m.a) mostrando la situación
del Océano Neotethys. La linea roja discontinua muestra la situación de la Región del Mediterráneo
Oriental (Stampfy y Borel, 2002).

Durante el Buntsandtein el desarrollo extensional del rift ibérico está caracterizado por una red fallas de dirección NW-SE que controlan la geometría y el tipo de sedimentación y que se han interpretado como fallas lístricas de gran parecido con las fallas que en la actualidad están afectando al Este de África. Se trataría de un semigraben colmatado por depósitos de sistemas fluviales, lagos y abanicos aluviales.

Figura nº 3: Perfil geológico de parte de la Sierra Calderona mostrando la serie
litoestratigráfica y los saltos producidos por la intensa fracturación.

En la base de las secuencias del Triásico es común encontrar conglomerados de clastos cuarciticos subredondeados a subangulosos, soportados en matriz, con areniscas intercaladas. En las diferentes subcuencas, la base de estos depósitos geruesos muestra un sistema de drenaje transversal al margen de cuenca de sedimentación mostrando un patrón más bien radial típico de depósitos de abanicos aluviales proximales. Sin embargo, en la parte superior de estos conglomerados, las paleocorrientes son paralelas al eje de la cuenca y apuntan al SE y se han considerado como depositados por sistemas fluviales trenzados de grava, tal como se puede ver en el bloque diagrama de la siguiente figura.

Sin embargo, es importante señalar la presencia de lechos de areniscas de granos muy redondeados y ventifactos aislados que, junto con otras evidencias sedimentológicas, se ha relacionado con condiciones climáticas marcadamente áridas que contrastan con el clima estacional y húmedo de la región en la etapa anterior. En ausencia de datos de edad directos, su ubicación estratigráfica apunta al Olenekiense inferior (Triásico inferior), una época de condiciones climáticas áridas a la escala de Europa occidental.

Sobreyacentes a los conglomerados basales, una unidad arenosa es la más representativa del Triásico continental en la cuenca ibérica por sus espectaculares afloramientos. Aunque su nombre cambia de un área geográfica a otra (Fm Rillo de Gallo, Fm Cañizar) sus características sedimentarias básicas son continuas lateralmente y permiten correlaciones litoestratigráficas (López-Gómez et al. 2012). Estas rocas yacen discordantemente sobre el basamento varisco y sobre rocas pérmicas, o de otro modo conforme sobre los depósitos de conglomerados. El espesor oscila entre 80 y 140 metros y está compuesto principalmente por areniscas rojas (subarcosas) de diferente granulometría y escasos clastos de cuarcitas subredondeadas. Las rocas han sido interpretadas como depositadas por sistemas fluviales trenzados arenosos que localmente muestran una reelaboración eólica (López-Gómez et al. 2012) que pasan a ser mayoritariamente eólicos en el margen SW de la cuenca del Ebro (área de Montalbán). Es de resaltar que algunos investigadores han considerado que esta formación se deposito bajo una influencia mareal.

Respecto a su edad se ha datado, en la cuenca SE Ibérica, un conjunto de polen y esporas de la parte superior de esta sucesión que sugiere una edad Anisiense temprano. Por ello la mayor parte de la unidad puede ser asignada al Olenekiense Superior aunque López-Gómez et al. (2012) la consideran Smithiense Superior.

Transicionalmente sobre estas unidades arenosas hay otros depósitos, también considerados como de origen continental, que, nuevamente, han recibido diferentes nombres de formación (por ejemplo, Fm Arandilla, Fm Cercadillo, Fm Eslida, Fm. Serra) dependiendo de su ubicación geográfica y del autor. Estas Unidades están formadas por alternancias de areniscas rojas y gruesos lechos de limolitas, las areniscas son arcosas y subarcosas de grano fino a grueso. Las limolitas contienen insectos, abundante bioturbación, huellas de raíces y paleosuelos junto a huellas de vertebrados y restos vegetales. El espesor de la formación varía desde unos pocos metros hasta >600 m en diferentes depocentros aunque estos espesores deberían ser revisados (JM.Montes, 2019). Estas rocas han sido interpretadas como sistemas fluviales serpenteantes y trenzados arenosos que cruzan amplias llanuras aluviales con pequeños lagos y lagunas, quizás bajo influencia mareal si tenemos en cuenta la presencia de bioturbaciones (Thalassinoides) en el muro de algunos bancos de areniscas (Marines). En el margen SW de la cuenca del Ebro (área de Montalbán), algunas secuencias muestran depósitos eólicos. Los escasos restos de plantas y huellas de vertebrados encontrados indican una edad Anisiense. Recientemente se ha datado una asociación palinológica que ha dado una edad más precisa: Anisiense medio (Juncal et al. 2016a, b).

Figura nº 5: Figura tomada de Geodía.

La compartimentación semigraben de la cuenca ibérica está indicada por el hundimiento generalizado de las subcuencas de las etapas del Triásico Inferior al Triásico Medio, la ampliación de sus áreas de sedimentación, sus espesores variables, la forma asimétrica de los mapas isopacas y sus características geométricas. En la siguiente figura, tomada de A. Arche y J. López-Gómez (1996) se puede ver una reconstrucción del trazado de las fallas límite de la Cuenca Ibérica durante el Permotrias.

Figura nº 6: Esquema con la situación de las fallas limite de la Cuenca Ibérica.

La etapa de máximo ensanchamiento de las cuencas del rift, o etapa madura del rifting, coincidió con la incursión del mar de Tethys en la cuenca ibérica (Escudero-Mozo et al. 2014).

La evolución del primer ciclo de rifting hasta la primera incursión marina se puede resumir en las siguientes características tectono-sedimentarias:

(i) etapas de syn-rift de corta duración entre hiatos largos en el registro sedimentario;

(ii) una etapa inicial del Pérmico Temprano de reactivación de fallas de rumbo varisco tardío caracterizada por cuencas pequeñas (±10 km), hundimiento rápido y vulcanismo de afinidad calco-alcalina;

(iii) una etapa del Pérmico medio-tardío de extensión lateral y sedimentación aluvial a fluvial en cuencas medianas (±25–65 km) con vulcanismo muy local de afinidad alcalina;

(iv) una fase extensional del Triásico Tardío Inferior al Triásico Medio de llenado diacrónico de depósitos fluviales-eólicos en cuencas más grandes de diferentes sistemas de rift que finalmente se interconectaron; y

(v) una etapa posterior al rift de rápida transgresión marina del Triásico Medio del mar de Tethys siguiendo corredores entre las áreas aún elevadas.

Figura nº 7: Columna litoestratigráfica del Mesozoico de la Cordillera Ibérica con sus
megaciclos sedimentarias y las correspondientes etapas de rifting.

El modelo geotectónico de la Cordillera Ibérica fue esbozado por Álvaro et al., (1979) quienes consideraron que el origen de la cordillera se debe al plegamiento, durante las fases alpinas, de un aulacógeno que funcionó como tal durante el Trías y Lías en sus etapas de graben, transición y subsidencia (“downwarping”). Los movimientos Neociméricos y Austricos interrumpieron este proceso, que volvió́ a reanudarse durante el Cretácico superior con un nuevo “downwarping” hasta que al final del Cretácico y a principios del Terciario se produce la etapa compresiva, se pliega la cadena y se reanuda la sedimentación durante el terciario (IGME, 1985).

Figura nº 8: Evolución Paleogeográfica.

Anticlinorio de Sierra Calderona.

Es la gran estructura que domina toda la zona formando un relieve acusado que destaca entre dos zonas deprimidas: La Plana de Valencia-Sagunto y la Depresión del Palancia. Esta estructura está formada por materiales mesozoicos poco plegados e intensamente fracturados de tal manera que, mas que a una estructura anticlinal, la Sierra correspondería a una zona tabular poco o nada plegada. Un rasgo estructural característico de este dominio es la presencia de fallas inversas de dirección N70ºE a E-O, con salto en ocasiones importante, que hacen aflorar los términos más bajos de la serie estratigráfica (Formación Alcotas y eventualmente el zócalo paleozoico, ya fuera de hoja). Estas fallas inversas van asociadas a fallas N130-140ºE, de gran longitud, que actúan como transfers y corresponden a desgarres dextrales. Otro rasgo estructural importante es la presencia de anticlinales de ejes norteados donde aflora el Buntsandstein basal, que suelen tener el flanco occidental fallado y hundido, como sucede en El Corgo y en Baixadors-Saragatillo.

Figura nº 9: Corte geológico de la Sierra Calderona (Fuente: IGME):

La zona de Náquera presenta una disposición estructural subhorizontal dominada por una serie de muelas constituidas por las dolomías de la Fm. Landete (Muschelkalk Inferior) y extensos afloramientos del Buntsantein (Fm. Marines, Garbí y Serra). Las estructuras principales son las fallas de las que se distinguen dos familias:

-una principal de dirección NW-SE típicamente ibérica, que incluye la falla que separa por el SW los afloramientos Triásicos de la Sierra Calderona de los jurásicos y terciarios de la Cuenca del Carraixet.

-una secundaria de dirección transversal a la primera (NE-SW), típicamente catalana, más densa, y que forma pequeños semigravens en cuyo borde Suroriental afloran los sedimentos más antiguos (Fm. Marines o Alcotas).

Ocasionalmente (Náquera, La Contienda) aparecen pliegues laxos de dirección catalana que en Náquera gira hasta acoplarse a la falla ibérica que limita la Calderona por el SW.

En la siguiente figura se puede ver el mapa geológico (IGME) de la zona de Náquera donde se puede apreciar lo expuesto anteriormente:

Figura nº 10: Mapa geológico de la zona de Náquera (Valencia).

Los materiales de La Cantera del Pí del Salt presentan una disposición subhorizontal y estructurante solo están afectados por algunos planos de falla de poca importancia.

Figura nº 11: Plano de falla en el frente de la cantera del Alt del Pí (Náquera).

ESTRATIGRAFIA DE LA SIERRA CALDERONA EN NÁQUERA:

En la Memoria de la Hoja 668 (Sagunto) de la 3º edición del MAGNA recientemente publicada se hace el siguiente resumen de la estratigrafía del Buntsandtein de la Sierra Calderona, resumen basado en los trabajos de Arche & Gómez y de P. Garay:

Formación Limos y areniscas de Alcotas.

La presente formación, también denominada Conglomerados, areniscas y lutitas de Marines por Garay (op.cit.), es la más antigua que afora en la zona de Náquera, y sus condiciones de afloramiento no suelen ser buenas al estar muy recubierta por los derrubios de la formación suprayacente. No es posible observar la base de la unidad, al estar afectada por la intensa tectónica regional, en Marines se dispone en clara discordancia sobre el Carbonífero en facies Culm con un pequeño tramo de conglomerados silíceos muy ferruginosos (Formacion Boniches).

Figura nº 13: Conglomerados clastosoportados ferruginosos de clastos silícios subredondeados y subesféricos de tamaño grava (1-2 cmts). Localidad Marines (Valencia)

La Unidad está́ compuesta por niveles métricos de lutitas rojas, violáceas y en ocasiones verdosas, de aspecto masivo y a veces lajoso (pizarroso). Alternan con niveles decimétricos y de hasta 3 metros de areniscas de cemento cuarcítico, a menudo con un contenido bastante alto de moscovita. Eventualmente puede existir algún pequeño nivel conglomerático. Según P. Garay el espesor del conjunto alcanza los 380 metros en las cercanías de Marines Viejo, aunque no se han podido observar cortes completos dentro de la hoja de Sagunto debido a la intensa tectonización.

Figura nº 14: Cuarcitas y lutitas rojas con una marcada esquistosidad. Localidad: Chovar (Castellón).

Los niveles areniscosos se organizan en secuencias de canal con bases erosivas, estratificaciones cruzadas planares y en surco y ripples de corriente a techo de las capas. Los niveles lutíticos presentan decoloraciones, posiblemente de origen edáfico. Se interpretan como sedimentos de llanura de inundación con desarrollo de sistemas fluviales de baja sinuosidad.

El contenido fosilífero de la formación es escaso. Viallard (1973) y Doubinger et al. (1990) describen unas asociaciones de esporas y pólenes que definen una edad Thüringiense (Pérmico superior).

En la fotografía de la siguiente imagen se puede ver el contacto neto ente las lutitas rojas de la Fm. Alcotas y las areniscas amarillentas de la Fm. Cañizar, esta superficie marcaría el contacto Pérmico- Triásico y su edad correspondería a la última época del Paleozoico, el Lopingiense superior o al Changhsingiense la última edad del Pérmico comprendida entre los 254,14 y los 251,902 m.a.

Figura nº 15: Contacto neto en las lutitas rojas pizarrosas de la Formacion Limos
y areniscas de Alcotas del Pérmico y las areniscas rojizas de grano muy grueso de
la Formación Areniscas de Cañizar del Triásico Inferior (Scytiense). Localidad:
Villamarchante (Valencia).

Formación Areniscas del Cañizar.

La Formación Areniscas del Cañizar o Areniscas el Garbí es la primera del ciclo Mesozoico y se presenta en forma de fuertes escarpes al tratarse de una formación, de un espesor comprendido entre los 120 y los 150 metros, muy competente entre dos formaciones de comportamiento incompetente. Se trata de areniscas ortocuarcíticas y arcósicas muy compactas, de tonos rojizos y blanquecinos, estratificadas en bancos gruesos o de aspecto masivo. Localmente pueden presentar intercalaciones centimétricas de limolitas arenosas y lutitas rojas, más frecuentes hacia el techo de la unidad.

Figura nº 16: Contacto neto entre las lutitas de la Formación Acotas y las areniscas de la Formación
Cañizar muy similar al que aparece en Náquera. Localidad: Chovar (Castellón).

En el corte tipo del Garbí, la Formación está compuesta por areniscas con alguna intercalación esporádica de lutitas rojas que se sitúan sobre un nivel basal de conglomerados que puede alcanzar varios metros de potencia o casi ni aparecer. Sobre este nivel basal conglomerático se desarrolla la siguiente secuencia:

-68 metros de areniscas rojas con laminaciones y estratificaciones cruzadas y cantos blandos aplastados de lutitas rojas. Como estructuras sedimentarias dominantes aparecen los cosets de estratificaciones cruzadas gruesas separados por planos de estratificación horizontales y continuos y a menor escala los ripples de corriente, laminación flaser, “herring bone” y las laminaciones paralelas.

-21 metros de areniscas blanco grisáceas con estratificación plana que resaltan mucho en los relieves.

-32 metros de arenisca rojas similares a las del primer tramo.

-9 metros de areniscas blanco-grisáceas.

La serie culmina con 2,5 metros de estratos delgados de areniscas rojizas limonitizadas muy micáceas.

Figura nº 17: Columna tipo de la Formación Areniscas del Garbí.

La Formación ha sido subdividida (López-Gómez at al. 2012) en seis tramos (A, B, C, D, E y F) separados por siete superficies erosivas mayores (MSB). El primer tramo (A) se corresponde con los Conglomerados de Valdemeca y no siempre está presente. En del último tramo (F) entre las MSB 6 y 7 es donde se han encontrado asociaciones de pólenes, bioturbaciones, restos vegetales y paleosuelos incipientes.

Se organizan en grandes cuerpos areniscosos limitados por bases erosivas y superficies de reactivación, rellenas por estratificaciones planares y en surco a todas las escalas, ripples de corriente y a veces laminaciones paralelas a pequeña escala que se interpretan como depósitos fluviales de tipo entrelazado y baja sinuosidad, en el contexto de una cuenca sometida a una dinámica sedimentaria sintectónica.

Figura nº 18: Cuarzoarenitas blancas en estratos métricos con laminaciones cruzadas en surco.
Secuencias canalizadas de acreción lateral de barras transversales, encima estratos lenticulares mas finos de migración de ripples o megarripples.

Según López-Gómez et al (2012) la disposición estratigráfica y las facies de la Formación indican un origen ﬂuvial con niveles eólicos esporádicos en las zonas occidental y central y un origen mixto eólico y ﬂuvial en la zona oriental de la Cadena Ibérica, cerca Mediterráneo. Algunos investigadores mencionan la existencia de estructuras sedimentarias de marea que personalmente he visto en las proximidades del Castillo de Serra. En el caso de conformarse una influencia mareal podrimos estar ante depósitos tipo “restinga” como los que forman en la actualidad el cordón litoral de la Albufera de Valencia o en retoques por mareas de los depósitos fluviales en zonas de transición.

Figura nº 19: Bloque diagrama con la disposición de los depositos arenosos de la restinga de
la Albufera de Valencia.

La parte superior de la formación está datada por unas asociaciones de pólenes y esporas (Doubinger et al. 1990) como parte del Anisiense, por lo que, en su conjunto, e la Formación se atribuye al Scytiense (Triásico Inferior). Hacia la parte alta de la Formación también se mencionan la presencia de huellas de tetrápodos y macroflora mal conservada.

Figura nº 20: Frente de la cantera del Pi del Salt en Náquera en la que se explotaba
rodeno para su utilización como marea de construcción, principalmente adoquines.

Formación Limos y areniscas de Eslida.

También conocida como Lutitas y areniscas de Serra (Garay), aflora extensamente en la hoja de Sagunto. Litológicamente corresponde a una formación heterolítica formada por lutitas rojas en bancos gruesos, de aspecto a menudo laminado, alternantes con areniscas micáceas de cemento silíceo y por lo general de grano fino a medio, que se presentan en bancos métricos. El espesor de la formación es variable regionalmente, aunque en la hoja de Sagunto el espesor medio puede cifrarse en unos 120-130 metros.

Los cuerpos areniscosos presentan bases netas y a veces erosivas, y estructuras sedimentarias como estratificación cruzada a gran escala en surco o planar, laminación paralela, ripples de corriente y ripples ascendentes “climbing ripples” y frecuentes superficies de reactivación. Localmente puede observarse estratificación lenticular. Las paleocorrientes marcan sentidos preferentes hacia el SE y S (Arche y Gómez, 1999). En la base de algunos canales se encuentran bioturbaciones de gran tamaño por lo que no se puede ignorar un origen marino para estos niveles. En la siguiente figura se puede ver la columna litoestratigráfica tipo de la Formación, su mapa de isopacas y un perfil de la cuenca ibérica:

Se interpretan como depósitos fluviales de tipo entrelazado con episodios esporádicos de alta sinuosidad pertenecientes a facies distales de un sistema aluvial con gran desarrollo de las facies de llanura de inundación. El contacto con la Formación suprayacente (Fm. Marines o Facies Röt) es mediante una discordancia.Aunque hasta el momento no se ha podido datar por métodos directos, a la formación Eslida se le adjudica una edad Triásico medio (Anisiense) dadas las dataciones palinológicas de las unidades de techo y muro.

Figura nº 22: Contacto entre la Formación Eslida y la Formacion Marines (Facies Röt) en Náquera.
Se aprecia la existencia de un leve discordancia angular entre ambas formaciones.

En esta misma Unidad y en este mismo blog, en la entrada correspondiente a Enero de 2019, he descrito un nuevo yacimiento de macroflora compuesto de troncos y ramas, así como de pínulas conservadas en patinas ferruginosas.

Figura nº 23: Pinnulas (Pteridofitas) conservadas como una pátina ferruginosa, en areniscas
micáceas de la Formacion Eslida (Localidad: Chovar).

Formación Arcillas, limos y margas de Marines.

Esta formación correspondiente con la “facies Röt” de la literatura geológica y a la que Garay denomino como Miembro abigarrado de Olocau dentro de la Fm. Serra. Esta unidad constituye un excelente nivel guía local al estar entre dos unidades litoestratigráficas más competentes, permitiendo la diferenciación clara de la barra dolomítica inferior del Muschelkalk, fácilmente confundible con la superior.

Está constituida por lutitas de tonos rojizos oscuros que presentan intercalaciones de margas verdosas o amarillentas y a menudo, nivelillos centi a milimétricos de areniscas amarillentas, calizas o dolomías que pueden alcanzar los 20 cm. El contenido en carbona tos aumenta hacia el E, disminuyendo en el mismo sentido el contenido en illita y clorita. La potencia es de 25-30 metros, aunque a menudo el contacto con las dolomías del Muschelkalk se presenta tectonizado por la diferencia de competencia entre ambas formaciones.

Se reconocen laminaciones paralelas, ripples de oscilación, estratificación linsen, y con menor frecuencia, grietas de desecación, pseudomorfos de cristales de halita y huellas de raíces. Corresponden a sedimentos básicamente estuarinos donde se aprecian transiciones claras entre facies distales de sistemas aluviales en la base a facies marinas poco profundas a techo.

La edad de la unidad corresponde al Anisiense por las asociaciones de pólenes y esporas clasificadas por Doubinger et al. (1990).

Formación Dolomías de Landete o de L’Oronet. Facies Muschelkalk (M1).

La formación Landete constituye la mayor parte de los afloramientos de Muschelkalk de la hoja y origina un fuerte escarpe estructural sobre la formación Marines. Garay la denominó Dolomías de L’Oronet.

Figura nº 24: Perfil tipo de la Formacion Dolomias del Oronet (M1)

Está formada por dolomitas en gruesos bancos y dolomitas tableadas, generalmente muy recristalizadas y a veces, con aspecto brechoide u oqueroso. Presentan un color ocre-anaranjado muy característico, que a menudo, pero no siempre, ayuda a diferenciarlas de las formaciones dolomíticas del Lías. Localmente pueden presentar pequeños niveles intercalados de margas verdes o arcillas limolíticas rojizas, más comunes hacia la base de la formación. A unos 35 metros de la base presenta un nivel guía muy característico de unos 6 a 10 metros de espesor formado por dolomías margosas y margas con una intensísima bioturbación “burrows” que les hace útiles como nivel guía. El espesor de la Formación oscila entre los 100-110 metros.

Como estructuras sedimentarias se presentan laminaciones algales, estratificación cruzada planar y en surco, ripples de corriente y más a menudo de oscilación, una bioturbación de moderada a abundante y en menor medida, niveles que presentan brechas de cantos planos, grietas de desecación, porosidad fenestral y moldes de cristales de sal, organizándose en secuencias de somerización. Se interpretan como depósitos de rampa carbonatada somera, donde existe representación de distintos subambientes desde los supramareales con claras señales de desecaciones, los ponds (charcas) intermareales, al lagoon protegido y las zonas de batida por oleaje en bajíos (shoals) de la zona submareal.

El contenido fosilífero de la Unidad se reduce a gasterópodos, bivalvos y foraminíferos escasamente representativos. Sin embargo, las dataciones de las unidades infra y suprayacentes permiten situar las Dolomias de Landete en el Anisiense.

Figura nº 25.

PRIMER REGISTRO DE BIVALVOS EN LA FORMACION CAÑIZAR (GARBÍ).

Al contrario que en las formaciones del Triásico medio en facies Muschelkalk (“Calizas de moluscos”) depositadas en el Mar de Tethys, en las que los bivalvos son muy abundantes y están bien estudiadas y descritas, en las infrayacentes formaciones detrítico clásticas del Triásico Inferior en facies Buntsandtein, compuestas por sedimentos del tipo “capas rojas” (conglomerados silíceos, cuarcitas, areniscas silíceas, limolitas y lutitas rojas) de origen preferentemente continental (aluvial, fluvial y eólico) la presencia de bivalvos marinos es muy rara y en el caso de la Cordillera Ibérica todavía no se había descrito ninguno. Por ello estos bivalvos encontrados en terrenos del Triásico inferior en facies Buntsandtein en Náquera (Sector Levantino de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica) tienen un gran significado e importancia cronoestratigráfica y paleoambientalmente hablando.

Los fósiles que se describirán a continuación se han encontrado en la Cantera del Pi del Salt en Náquera (Valencia) en unas areniscas con gran contenido en hierro que corresponden con el nivel de areniscas limoníticas situadas a techo de la Formación Areniscas del Garbí (P.Garay). Encima se sitúan las lutitas rojas con areniscas rojas muy micáceas de la Formación Lutitas y Areniscas de Serra (ver figura nº 15).

Los fósiles aparecen en unas areniscas micáceas de color amarillento y grano grueso con numerosas pintas ferruginosas procedentes de la alteración de minerales oscuros que se disponen en estratos de poco grosor (+-10 cmts). Tal como se puede ver en la siguiente fotografía aparecen dos ejemplares con concha: uno de ellos aspecto circular y 4 centímetros de diámetro, conservado en una pátina ferruginosa. Presenta una fina ornamentación consistente en lamelas concéntricas y finas estrías radiales: en principio lo he clasificado como perteneciente al genero Claraia un bivalvo pectinido, equivalvo, típico del Triásico Inferior (Capitaniense-Anisiense) cuyas principales características se expondrán a continuación.

Figura nº 26: Fósiles de conchas de bivalvos y otros no determinadles en areniscas ferruginosas,
micáceas del techo de la Formación Areniscas del Cañizar (Localidad: Náquera, Valencia)

Junto a este primer fósil aparece la impresión de otro en este caso conservado en un tipo de mineral de color nacarado. Esta concha presenta una forma ovalada con un eje largo de 6 centímetros de longitud y una anchura de 4 centímetros. La ornamentación es muy sencilla a base de gruesas lamelas. No he logrado asimilarlo a ningún género de los descritos en el Triásico Inferior, por su forma recuerda al ostreido Gryphaeaconcretamente a su valva inferior o ventral mucho más desarrollada que la valva superior. El problema viene de que los especímenes más antiguos de Gryphaea son del Jurásico Inferior por lo que difícilmente pueda corresponder con este encontrado en el Anisiense inferior. Sin embargo, hay otro género de pelecípodos que ya se encuentra en el Triásico medio: Trigonia que vivía en ambientes marinos poco profundos

Además de estos dos ejemplares hay otros restos fósiles inclasificables.

BIVALVOS TRIÁSICO INFERIOR:

Antes de proceder a documentar los fósiles encontrados en Náquera hare un repaso de los bivalvos característicos del Triásico Inferior. Pese a la escasez de fósiles de bivalvos en el Triásico Inferior en los últimos años ha habido sustanciales avances en la investigación sobre estos organismos lo han hecho posible desarrollar un esquema biocronológico específico para el Triásico basado en los bivalvos Claraia, Peribositria, Enteropleura, Daonella, Halobia, Eomonotis y Monotis.

Figura nº 27: Lamina con bivalvos tipicos del Triásico.

Estos bivalvos presentan rangos temporales casi iguales a los de los ammonoideos y conodontos y están ampliamente distribuidos en las regiones de Tethys, Panthalassa y Boreal, apareciendo en una gran variedad de facies marinas y profundidades de agua, siendo más notables las acumulaciones de caparazones gruesos en ambientes deficientes en oxígeno en aguas más profundas. Lo más probable es que fueran organismos bentónicos en reposo o reclinados, pueden haber albergado quimiosimbiontes y fueron parte de paleocomunidades oportunistas episódicas en o cerca de entornos con deficiencia de oxígeno.

La zonificación biocronológica para bivalvos que abarca todo el Triásico y está integrada con las zonaciones de ammonoideos. El Triásico Inferior se caracteriza por abarcar 2 o 3 zonas de Claraia, sobre todo del Este de Tethys que representa todo el Induense y la parte inferior del Olenekiense. Posteriormente en el Olenekiense, y más notablemente del reino Boreal, las especies más útiles para dataciones son las de Peribositria(incluidas por algunos paleontólogos dentro de Bositra). El Triásico Medio está bien representado por Enteropleura (Anisiense Medio) y Daonella (Anisiense Superior a Ladiniense) en Tethys y América del Norte con ocurrencias significativas en los reinos circum-Pacífico y Boreal. El Triásico superior se puede subdividir en 8 a 13 zonas de bivalvos en función de la sucesión de especies de Halobia, Eomonotis y Monotis sensu lato con mejor representación en las regiones de Tethys, Boreal y Panthalassa oriental.

En la siguiente figura (CA. McRoberts) se puede ver una escala temporal con los principales general de bivalvos triásicos:

Figura nº 28

Como ya se ha mencionado de los dos bivalvos encontrados en Náquera solo uno de ellos se ha podido clasificar en base a sus atributos morfológicos: un bivalvo del género Claraia. A continuación, se describirá este género con más detalle:

Genero Claraia (Emmrich 1844).

Claraia es un generó cosmopolita de moluscos bivalvos, de la familia Pectinidae que vivieron entre finales del Pérmico y principios del Triásico del Capitaniense al Anisiense (264-242 ma) lo que le convierte en uno de los pocos supervivientes a la Gran Mortandad del límite Pérmico-Triásico (PTB). Además, estos fósiles son muy comunes en momentos posteriores al límite Pérmico-Triásico (Griesbachiense) lo que sugiere que el género experimentó una rápida diversificación durante y después de la gran extinción del Pérmico-Triásico, hace alrededor de 251,4 millones de años. Mas concretamente el género experimentó una rápida diversificación y expansión geográfica desde el Changhsingiense temprano hasta el Anisiense temprano.

Esta rápida diversificación de Claraia está relacionada con evoluciones temporales en la morfología del género como, por ejemplo, un estrechamiento de la muesca bisal y una tendencia hacia un caparazón más liso que pueden haber llevado a una mayor movilidad. Este aumento en la movilidad puede haber sido una ventaja sobre los animales más sésiles durante y después del evento de extinción. Estas adaptaciones hacen que Claraia se adapte mejor al entorno estresado cerca del límite Pérmico-Triásico (PTB) y que como resultado que Claraia sea género con mucho éxito que colonizo todos los ambientes y profundidades del Océano Tethys.

Figura nº 30: Distribución paleobatimétrica del genero Claraia.

Según muchos estudios Claraia parece haber sido un género oportunista que llenó el nicho ecológico de muchos invertebrados bentónicos que se vieron muy afectados por la extinción del límite Pérmico-Triásico (PTB), como les paso a los braquiópodos y muchos otros bivalvos. Las razones de la proliferación de Claraia todavía se debaten. Estudios recientes del Triásico más temprano indican que las aguas marinas poco profundas y profundas se volvieron disóxicas a anóxicas a nivel mundial por lo que se supone el género Claraia podría tolerar condiciones disóxicas y/o anóxicas y su proliferación podría atribuirse a sus características fisiológicas que se adaptaron al ambiente estresado. La amplia distribución de Claraiaprobablemente estuvo relacionada con su estado larvario planctónico, lo que permitió que las larvas de Claraia pudieran ser transportadas por las corrientes oceánicas y aumentar su potencial de dispersión a larga distancia. Además, Claraia fue un organismo significativo y un taxón oportunista durante el Triásico temprano según las observaciones realizadas en el sur de China.

El género Claraia está formado por más de sesenta especies y subespecies, una división excesiva que proviene tanto de factores tafonómicos como genéticos. Las formaciones del Triásico inferior, con frecuencia están formadas por sedimentos terrígenos y, por lo tanto, los fósiles se ven afectados por diferentes grados de deformación. Además, Claraia puede mostrar una plasticidad genética muy alta (Broglio Loriga et al., 1983) que afecta principalmente a la morfología.

Morfología. Morfológicamente es un género muy variable. Todas las valvas son más largas que altas, mientras que el contorno varía desde casi suborbicular hasta posteriormente alargadas y fuertemente desiguales. Las válvulas izquierdas están bastante infladas; las válvulas derechas están débilmente infladas.

Figura nº 31: Ejemplar de Claraia con su ornamentación típica.

La aurícula posterior obtusa, aplanada, está claramente diferenciada del cuerpo por un surco auricular y por un ángulo obtuso y alisado bastante marcado a lo largo del margen posterodorsal. Aurícula anterior izquierda es obtusa y ligeramente diferenciada del cuerpo.

Las muescas bisales de las especies de Claraia se volvieron más estrechas y gradualmente cambiaron de estar extendidas ventralmente a extenderse horizontalmente. A medida que las muescas bisales se estrecharon, muchas especies de Claraia también perdieron la mayor parte de su ornamentación radial. Esto dio como resultado una mayor proporción de especies de Claraia con ornamentación concéntrica únicamente frente a especies de Claraia con ornamentación tanto concéntrica como radial.

Los umbones son suaves y el grado y tipo de ornamentación varía tanto durante la ontogenia como entre ejemplares de la misma dimensión. Los especímenes de tamaño pequeño, menos de 20 mm de diámetro, tienen sólo finas líneas de crecimiento o pliegues concéntricos. Las valvas de tamaño medio, de 20 a 40 mm de diámetro, son politípicas, porque algunos ejemplares vuelven a tener sólo elementos concéntricos, mientras que en otros aparecen los elementos radiales. Los especímenes más grandes están todos ornamentados radialmente con costillas concéntricas y estrías radiales desarrolladas en un grado variable. En algunos especímenes, los elementos radiales aparecen solo en la región ventral mientras que en otros se extienden y prevalecen sobre los concéntricos.

Figura nº 32: Ejemplar de Claraia clarai con su ornamentación concéntrica.

Sobre la base de la extensión y el tipo de costillas, se puede aplicar la siguiente clasificación a los especímenes examinados: grupo A con solo escultura concéntrica; grupo B con escultura concéntrica y radial. Cada grupo se subdivide en tres subgrupos:

A1 - liso o con finas líneas de crecimiento.

A2 - Líneas concéntricas y pliegues concéntricos irregulares y débiles.

A3: pliegues concéntricos bastante regulares.

B1 - costillas y costillas radiales débiles con líneas concéntricas y pliegues bajos que ocurren en la región ventral en la etapa adulta; partes media y umbonal lisas.

B2 - pliegues concéntricos o arrugas que surgen en la parte media del cuerpo con costillas y costillas radiales; región marginal en estado adulto reticulada, sin pliegues concéntricos.

B3 - Predomina la escultura radial sobre la concéntrica, mayoritariamente restringida a las regiones anterior y posterior.

Niveles con Claraia han sido encontrados en los Alpes Italianos (Alpes oróbicos occidentales) en la Formación Servino del Triásico Inferior. La Formación Servino de 62 metros de grosor y de naturaleza detrítica siliciclástica se divide en tres intervalos: Miembro Prato Solaro, la Parte media y la Parte alta. En el valle de Cùgnoletta, el Miembro Prato Solaro está representado por conglomerados siliceos, texturalmente maduros, y areniscas depositadas en un entorno de abanico-delta, cuyo espesor varía desde menos de 1 metro hasta 50 metros. Niveles con fósiles de Claraia ha sido descrita en la parte media de la Fm. Servino está formada por cuarzoarenitas maduras de grano fino y sublitarenitas de grano medio a grueso con abundante dolomita ferruginosa intersticial en capas de 5 a 40 cm de espesor. Se intercalan limolitas grises calcáreas y micáceas en lechos de 1 a 5 cm de espesor y capas delgadas de lutitas negras ricas en materia orgánica a rojo intenso. Este intervalo se depositó en un entorno costero de alta energía influenciado tanto por mareas como por oleaje. Los lechos de Claraia se encuentran en este intervalo a unos 8 metros por encima de la base de la formación. Estos bivalvos aparecen en dos niveles distintos que pertenecen a un horizonte, de medio metro de espesor, de areniscas de grano medio a grueso con ondas de corriente que pasan hacia arriba a laminación cruzada y en canal de escala media. Por lo tanto, se considera que los niveles con claraia se depositaron en la parte superior de una costa de alta energía.

En Náquera se ha encontrado un ejemplar de bivalvo con la morfología suborbicular y la ornamentación típicas de este género: costillas concéntricas y estrías finas radiales. El fósil tiene un diámetro de 4 centímetros y corresponde con un molde en el que los elementos ornamentales se conservan en una pátina ferruginosa.

Figura nº 33: El bivalvo Claraia encontrado en la areniscas ferruginosas del techo del la Formacion Cañizar (Serra) en la cantera del Pi del Salt de Náquera.

OTROS FOSILES:

Además del ejemplar anteriormente descrito se ha encontrado otro fósil de atribución más incierta. Se trata de una impresión ovalada, conservada en un mineral nacarado, con un eje largo de 6 centímetros de longitud y una anchura de 4 centímetros.

Figura nº 34: a la izquierda ejemplar no identificado en la parte superior el bivalvo Claraia.
Areniscas ferruginosas a techo de la Formación Areniscas del Garbí (o Cañizar).
Localidad: Náquera (Valencia).

La ornamentación es muy sencilla a base de gruesas lamelas sin indicios de estrías radiales. Por su forma podría corresponder a la impresión de la concha de un bivalvo (sin llegar a descartar algún otro organismo como un cefalópodo).

Figura nº 35: Ejemplar de concha nacarada no identificado. Localidad: Náquera (Valencia).

Además de los mencionados anteriormente aparecen otros restos de fósiles inclasificables.

DISCUSION.

A la escala de las cuencas peri-Tethyanas de Europa occidental, el Pérmico Superior se caracteriza por un patrón progresivo que evoluciona desde un medio de playa-lago o planicie de inundación hasta ambientes fluviales. En dominio septentrional del cinturón varisco, las áreas de sedimentación estaban aisladas o conectadas a la gran cuenca, que estaba ocupada por el mar de Zechstein. En el cinturón varisco meridional, durante el Pérmico tardío, se formaron cuencas endoreicas aisladas, con direcciones de paleocorriente que indican fuentes locales, o cuencas que sufrieron erosión y/o existió o no deposición. Estas cuencas no estaban conectadas con el Océano Tethys, lo que podría explicarse por una borde alto formado por paleorrelieve de Córcega-Cerdeña e incluso partes de la microplaca de Kabilia. la paleoflora y los ambientes sedimentarios sugieren condiciones climáticas cálidas y semiáridas.

Figura nº 36: Climas triásicos.

Después de la Orogenia Varisca, durante el Pérmico Inferior en el SE del Macizo Ibérico se desarrolló una cuenca intracratónica que se formó por un hundimiento a lo largo de antiguas fallas hercínicas situadas entre el Macizo Ibérico y el Macizo del Ebro. En la siguiente figura (A, Arche & J. López-Gómez 1996) se puede un esquema con la situación de estas estructuras

La extensión que tuvo lugar entre el Pérmico Inferior y el Triásico Inferior tuvo tres pulsos tectónicos principales (polifásica). Este primer periodo de subsidencia sin-rift fue seguido por otro de subsidencia térmica que llegó hasta el Jurásico Superior. La primera secuencia aluvial (Pérmico Inferior) se depositó en régimen distensivo en cuencas aisladas de muy diferente tasa de subsidencia y con relleno de origen local. La segunda secuencia fluvial (Pérmico Superior) se depositó en dos subcuencas separadas casi totalmente por el umbral de Tramacastilla. La sedimentación comenzó en la subcuenca SE con abanicos aluviales procedentes de una red fluvial situada sobre el bloque levantado de la falla límite de Cuenca (Falla de Serranía de Cuenca). Cuando el aporte transversal cesó y la cuenca se amplió se produjo una posible captura, a través de fallas de transferencia, de parte de la cuenca drenante del «interland» y la red fluvial se transformó en un sistema entrelazado de gravas con paleocorrientes hacia el SE. A continuación, y dentro de la misma secuencia se depositaron sedimentos fluviales canalizados efímeros con gran tasa de avulsión, limos y arcillas de llanura de inundación y de lagos someros semipermanentes. La subsidencia fue pequeña y la ampliación de la cuenca ocasiono que los canales fueron cada vez menos frecuentes. La tercera secuencia fluvial (Pérmico Superior-Triásico Medio) se deposita en un graben casi simétrico, tras la formación del sistema de fallas normales antitéticas de Ateca-Montalbán. La cuenca se abrió hacia el mar del Tethys y se depositaron sedimentos de ríos tipo entrelazado arenosos que al reducirse y finalmente cesar la subsidencia presentan una baja tasa de acumulación. Una reactivación local y poco duradera, pero intensa, dio lugar a la sedimentación hacia la zona E de la cuenca de una potente formación de ríos entrelazados y meandriformes, efímeros, con una tasa de acreción 35 veces superior a la de la formación precedente. La sedimentación fluvial cesó al terminar la subsidencia sin-rift y dar comienzo la subsidencia térmica en el Triásico Medio lo que provocó la primera transgresión del mar del Tethys en la Cuenca Ibérica.

En la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica el comienzo de la sedimentación mesozoica está caracterizado por la presencia de conglomerados silíceos (pudingas) de las formaciones Chequilla y Valdemeca que pueden presentar ventifactos (Bourquin et al. 2005) estos conglomerados están cubiertos por las areniscas de la Formación Cañizar. Esta Unidad está formada por depósitos fluviales de ríos trenzados con paleocorrientes fluyendo hacia el SE (López-Gómez y Arche, 1994). La parte basal de la Formación Cañizar está desprovista de paleosuelos y la parte superior está caracterizada por la presencia de los mismos y por una palinoflora anisiana cerca de su parte superior (Diez et al., 2005; Doubinger et al., 1990; López-Gómez et al., 2005).

Los fósiles anteriormente descritos son los primeros bivalvos marinos descritos en el Buntsantein de la Cordillera Ibérica. Concretamente los fósiles han sido encontrados en la parte alta de la Formación Areniscas del Garbí (o Cañizar) cerca del contacto con la Formación Lutitas y areniscas de Serra por lo que, cronológicamente, corresponden al Anisiense Inferior según la edad proporcionadas por las dataciones palinológicas.

El hallazgo de estos fósiles es muy importante pues su presencia unida a otros indicios: como la existencia de laminaciones en espina de pescado (“herring bone”) en las Areniscas del Garbí (Fm. Cañizar) y las grandes bioturbaciones en la base de los niveles de areniscas de la Formación Lutitas y areniscas de Serra (Eslida) (ver figura nº ), indican que al menos algunos tramos de las formaciones que constituyen el Buntdsandtein de la Cordillera Ibérica suroriental se depositaron en medios marinos o de transición y no solo continentales (aluviales fluviales y eólicas).

Figura nº 37: Bioturbaciones de gran tamaño en el muro de un estrato de areniscas de
la Formacion Eslida. Localidad: Marines (Valencia).

A partir de una detallada revisión de las floras del ‘Buntsandstein' en varias partes del NE Península Ibérica y Baleares se ha elaborar una lista de géneros y especies de las macro y microfloras de Anisense dominadas por las coníferas (Flora tipo “Gres a Volzia”). A la hora de determinaciones geocronológicas las asociaciones palinológicas son más útiles que las asociaciones de plantas esto es debido a que estas últimas asociaciones son a menudo incompletas y su identificación precisa depende de su conservación difícil en los depósitos detrítico-clásticos. Por este motivo el Triásico Inferior del dominio Peritethyan está desprovisto de fósiles, y por lo tanto no es posible el estudio de la recuperación de los ecosistemas posteriormente a la crisis tras la extinción masiva del Permo-Triásico (PTB). Tanto los conjuntos palinológicos como las observaciones sedimentológicas en varias sucesiones estratigráficas muestran la presencia de una ruptura estratigráfica correspondiente al comienzo del Triásico Inferior (Induense).

En la Península Ibérica la falta de fósiles del Triásico Inferior puede explicarse por este hiato estratigráfico Induense y también por las predominantes condiciones climáticas áridas desfavorables para el desarrollo de flora y fauna y la conservación de sus restos fósiles, sobre todo durante el Olenekiense inferior (Smithense). Pese a estas condiciones desfavorables algunas asociaciones palinológicas de España (Maya del Baztan, Morata de Jalón, El Estellencs) contienen Densoisporitas nejburgii y Endosporites papillatus que son las esporas de Pleuromeia sternbergii, un licófito característico del Olenekiense en el Triásico Alemán. La aparición de estas esporas muestra que P. sternbergii pudo haber sobrevivido durante el Anisiense en algunos lugares de la Península Ibérica. Este licofito que desempeñó un papel importante en la recuperación de la vegetación terrestre en el Triásico Inferior después de la crisis de vida del final del Pérmico, ya que podía adaptarse a condiciones áridas desfavorables. De hecho, Wang (1996) describió cómo esta planta se asentó en ambientes desérticos durante el Induense en el norte de China, y cómo se fue desarrollando y diversificando. Por ello parece que un hiato estratigráfico en el Triásico Inferior de la Península Ibérica es la explicación más plausible a la falta de fósiles en este periodo.

La composición de las microfloras indica una asociación palinológica anisiense clásica. Esta asociación se caracteriza por la presencia de índice de taxones como Hexasaccites muelleri, Alisporites grauvogeli y Voltziaceasporites heteromorpha, en asociación con varias formas de Triadispora (T. aurea, T. crassa, T. epigona, T. falcata, T. staplinii). Estos taxones también caracterizan el conjunto palinológico descrito por Adloff y Doubinger (1969) en la Formación Grès à Voltzia (Upper Buntsandstein) de los Vosgos del norte en el noreste Francia.

Todo el conjunto de datos palinoestratigráficos permite una precisa correlación de las formaciones Triásicas en esta parte del dominio occidental Peri-Tethyano. Los datos indican que hubo una conexión con el mar abierto (transgresión) durante el Anisiense y que esta conexión fue de naturaleza diacrónica en este dominio. De hecho, la palinología muestra que, si bien el inicio de la facies "Muschelkalk" ocurrió a mediados del Anisiense en Baleares y Cordillera Litoral Catalana, en el resto de la Península Ibérica el comienzo de la sedimentación de las facies Muschelkalk ocurrió en el Anisiense tardío. El hallazgo de una fauna de bivalvos marinos en el Anisiense inferior más temprano del Sector Levantino de la Cordillera Iberica (Trias Mediterraneo) es una prueba más de este diacronismo.

A Techo de la Formación Areniscas del Cañizar se ha encontrado la siguiente asociación Triadispora falcata, Triadispora staplini e Illinites casankei características del Anisiense. Además, según J. Diez et al (2010) en la parte superior de la est misma Formación en Boniches se encuentra la siguiente asociación palinológica: Alisporites toralis, Falcisporites cf. stabilis, Playfordiaspora cancellosa, Lunatisporites sp. and Triadispora staplinii. Esta asociación no es lo suficientemente completa para deducir una edad cronoestratigráfica precisa, solo la presencia de Triadispora staplinii parece sugerir una edad correspondiente al Anisiense Temprano más joven.

La edad de la Formación suprayacente (Fm. Eslida) esta datada mediante una asociación palinológica, obtenida en el perfil de la carretera de Chovar a Eslida, que contiene Podocapeaepolenites thiergartii, Minutosaccus potoniei, Platysaccus papilionnis, Succintisporites sp y Cristatitriletes baculatus que indican una edad Anisiense. Al Miembro Lutitas de Porta Coeli de la parte alta de la Formación Lutitas y areniscas de Serra (Garay 2000) equivalente a la Formación Lutitas y areniscas de Eslida (Lopéz-Goméz y Arche 1992), se le asigna una edad Ansiense medio o Pelsoniense (244-245 m.a.) mientras que el resto de la Formación puede tener una edad Bithyniense o Pelsoniense Inferior.

RESUMEN Y CONCLUSIONES.

Los fósiles de bivalvos encontrados Ansiense Inferior más temprano de la Sierra Calderona son de gran relevancia por ser los primeros ejemplares de este tipo de organismos encontrados en el Buntsandtein de la Cordillera Ibérica, también vienen a apoyar, junto a otros indicios, la tesis de la existencia de momentos de influencia marina en la sedimentación del Buntsandtein en esta zona.

Los bivalvos, claramente marinos (Género Claraia), se han encontrado a techo de la Formación Areniscas del Cañizar en el tramo de areniscas ferruginosas que marca el tránsito a la formación suprayacente: los Limos y areniscas de Eslida (Fm. Serra) de edad Anisiense Inferior. Algunos investigadores consideran que en este piso se produjeron las primeras transgresiones del Océano de Tethys hacia el Este lo cual podría ser corroborado con este hallazgo. Es decir, a falta de confirmar los indicios de depósitos de mareas en niveles más bajos dentro de la Formación Cañizar (por ejemplo, en el Castillo de Serra) la primera transgresión marina sobre la Cuenca Ibérica coincidiría con el cambio litológico que se produce a techo de la Formación Cañizar.

La suprayacente Formación Limos y areniscas de Eslida compuesta por lutitas rojas y areniscas rojizas micáceas dispuesta en grandes bancos que se considera fueron depositados en canales fluviales, de ríos más o menos meandriformes, dentro de una plataforma aluvial distal. Sin embargo, la presencia de grandes bioturbaciones en el muro de estos bancos areniscosos parecen indicar una cierta influencia marina en, al menos, algunos de estos niveles.

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Yacimientos de sulfuros metálicos en Olocau (Valencia). Mi Geoblog. JM. Montes 2017.

Geologia de la Sierra del Espadán (Mi Geoblog). JM. Montes 2019.

Acueducto romano de Chelva. Caracterización geológica

2023-05-16T04:39:00.000-07:00

El Acueducto Romano de Peña Cortada, recorre los términos municipales de Tuejar, Chelva y de Calles (Comarca de Los Serranos), es una de las rutas senderistas mas conocidas y visitadas de la Provincia de Valencia. Sobre esta ruta, de gran interés arqueológico, hay muchísima información en Internet por lo que en esta entrada me ceñiré exclusivamente a la parte geológica de la misma, ya de por si lo suficientemente interesante para visitar la zona.

En la siguiente figura se puede la situación del Acueducto de Peña Cortada en el mapa topográfico:

Figura nº 1: Mapa de situación de Chelva y Calles en la Comarca de Los Serranos.

A la parte mas interesante de la ruta que discurre por el acueducto se puede acceder desde Chelva o desde Calles, en ambos casos a través de Barranco de Alcotas. Los accesos están bastante bien señalizados y ambos disponen de parking.

Figura nº 2: Recorrido del acueducto (en amarillo) en la Rambla de Alcotas.

El acceso mas utilizado es el que se inicia en Chelva comenzando en una pista de tierra que sale a la altura de la Plaza de Toros y conduce al parking situado, al comienzo de la Ruta, en la misma Rambla de Alcotas.

Figura nº 3: Bloque desprendido sobre el canal
del acueducto.

A la ruta se accede por una senda que al principio es algo empinada y presenta algún obstáculo como el de la fotografía de la izquierda, generalmente fácilmente salvable, para a continuación discurrir por una senda llana y en buen estado.

El Acueducto de Peña Cortada forma parte de una gran estructura hidráulica romana de los siglos I a II d.c, que se puede seguir durante 27 kilómetros desde Tuejar a Calles pasando por Domeño y Chelva. Algunos arqueólogos consideran que llegaba a Villar del Arzobispo, otros que llegaba a Liria (EDETA) e incluso hay quien opina que podria llegar hasta Valencia a una distancia de casi 100 kilómetros lo que lo haría el acueducto más largo de España. El canal comienza en una pequeña presa cerca del nacimiento del Rio Tuejar en en Azud de Tuejar y discurre, por un canal tallado en roca, hacia Chelva donde cruza mediante sendos acueductos los barrancos de El Convento, la Rambla de Alcotas y el Barranco de la Cueva del Gato. En Calles el acueducto atraviesa la Sierra de La Torre del Castro mediante túneles y canales excavados en la roca. A partir de este punto el acueducto aparece muy deteriorado y desaparece al llegar a Losa del Obispo.

Figura nº 4: Pilares del acueducto.

La obra discurre a través de una geología espectacular sobre todo al alcanzar el Macizo jurásico de La Torre del Castro donde la orografía obligo a los ingenieros romanos a diseñar una obra singular para atravesar los profundos barrancos excavados en los blandos terrenos triásicos y duros macizos rocosos jurásicos, dificultades que los ingenieros romanos solucionaron mediante una compleja infraestructura con viaductos, túneles y canales.

Figura nº 5: El tajo realizado en el crestón de dolomias masivas para permitir el paso del
canal que se puede ver en primer término. Calles (Valencia).

Antes de describir geológicamente el trazado del acueducto describiré los antecedentes geológicos de la zona por la que discurre el Acueducto.

GEOLOGIA.

Estructuralmente la zona de Chelva se localiza en la parte Suroriental de la Cordillera Ibérica concretamente en el Sector Levantino de la Rama Castellana de esta cordillera.

Prácticamente toda la hoja está configurada tectónicamente en una gran estructura: el Anticlinal o Anticlinorio de Chelva de dirección ibérica NW-SE y por el que discurren los Ríos Turia y Tuejar. Esta estructura tiene un núcleo triásico muy deformado tectónicamente en el que se encuentran materiales del Paleozoico varisco, el Pérmico y la trilogía triásica: Buntsandtein, Muschelkalk y Keuper afectados por numerosas fracturas. En los flancos aflora una potente serie jurásica que abarca desde el Lías al Kimmeridgiense con una disposición tabular afectada por fallas y cabalgamientos.

Los materiales más antiguos que llegan a aflorar en esta zona y de paso en toda la Provincia de Valencia corresponden a rocas del Paleozoico Inferior (Ordovícico) con una edad comprendida entre los 485 y los 445 m.a. Están compuestos por cuarcitas y pizarras ampeliticas negras afectadas por el plegamiento hercínico que han sido descritas con detalle en la entrada correspondiente a Marzo de 2013 (LA TERMINACIÓN SURORIENTAL DE LA ZONA ASTUROCCIDENTAL LEONESA: EL ARRANCO DE ALCOTAS (CHELVA; VALENCIA) en este blog.

Figura nº 6: Materiales ordovícicos (lutitas pizarrosas y cuarcitas) intensamente plegados.
(Barranco de Altotas; Chelva)

Discordantes sobre este Paleozoico Inferior se localiza depositos del Paleozoico Superior (Pérmico) constituidos por conglomerados silíceos (pudingas), lutitas rojas y areniscas cuarcíticas correspondientes al ciclo Alpino.

El Pérmico y Triásico de Chelva fue estudiado con detalle por J. López Gómez (1985) quien describió la serie de Mas de Herrero (Chelva) que se resume a continuación:

SERIE DE ALCOTAS:

MURO: Pizarras y cuarcitas del Paleozoico Inferior.

-15,1 m. Conglomerados de cantos de cuarcita (“pudingas”) subredondeados con estratificación cruzada planar y paralela. Intercalaciones métricas de areniscas de color rojizo con cantos aislados y estratificación cruzada planar.

-6.3 m. Areniscas de grano medio a grueso, micáceas, de color rojo y blanco con cantos de cuarzo con cantos aislados. Presentan estratificación cruzada planar o en surco de bajo ángulo y cantos blandos. Este tramo y el anterior corresponderían a la Formación Conglomerados de Boniches.

Figura nº 7: Columna de la parte inferior del perfil de Alcotas (Chelva)

-8,5 m. Limolitas rojas masivas con laminaciones paralelas. Este tramo marcaria el inicio de la Formación Limos y Areniscas de Alcotas.

-8.8 m. Areniscas ocres y rosáceas con granos de Q subredondeados de tamaño medio y micas con estratificación cruzada en surco y cantos de arcillas.

-13,0 m. Limolitas de color rojo, micáceas, con laminaciones paralelas.

-8.9 m. Areniscas cuarzosas de color rojizo de grano medio con “parting lineation” cantos blandos y estratificaciones cruzadas en surco. Interestratos de arcillas centimétricos.

-8.5. Limolitas rojas masivas.

-8.2 m. Areniscas cuarzosas rojizas o rosáceas de grano medio. micáceas, con parting lineation y estratificación cruzada en surco.

-7.5 m. Limolitas rojas masivas.

-8,1 m. Alternancias de limolitas rojas y areniscas rosas con estratificación cruzada en surco. Abundantes micas, óxidos de Fe y restos vegetales inclasificables.

4,3 m. Areniscas cuarzosas de grano medio y color ocre con estratificación cruzada en surco y restos vegetales inclasificables.

-5,0 m. Limolitas rojas.

-3.5 m. Areniscas cuarzosas de grano medio y color rojo con estratificaciones cruzadas planar y en surco.

-2,0 m. Limolitas rojas.

-3.5 m. Areniscas cuarzosas de grano medio y color rosáceo, con estratificación cruzada en surco, ripples y restos vegetales inclasificables.

-2,0 m. Limolitas rojas masivas.

-4,0 m. Conglomerados de cantos de cuarcitas subredondeados (“pudingas”) en bancos métricos con estratificación cruzada planar.

-4,0 m. Limolitas de color rojo.

-9,0 m. Alternancia de limolitas rojas y areniscas cuarzosas rosáceos de grano medio con estratificación cruzada en surco.

-4,0 m. Limolitas de color rojo.

-2,5 m. Areniscas cuarzosas de grano medio, blanquecinas, con estratificación cruzada planar, climbing ripples y cantos blandos.

-8.5 m. Limolitas de color rojo.

-8.2 m. Areniscas cuarzosas de grano medio y color pardo-rosáceo, con estratificaciones cruzadas, ripples y cantos blandos de limolitas rojas.

-3,0 m. Limolitas rojas.

-3,0 m. Areniscas cuarzosas de gramo medio a fino, pardo-rojizas, con estratificación paralela y cruzada planar.

-2,9 m. Limolitas rojas.

-11,0 m. Areniscas cuarzosas de gramo medio, pardo rosáceas, estratificaciones paralelas y cruzadas y cantos de limolitas rojas.

-11.5 m. Limolitas rojas.

-2.9 m. Areniscas cuarzosas rosas.

-4,0 m. Limolitas rojas.

-3.5 m. Areniscas cuarzosas blancas.

-7,0 m. Limolitas rojas.

-3,5 m. Areniscas cuarzosas, rosáceas.

-3,7 m. Limolitas rojas con intercalaciones de areniscas. A partir de este tramo comienza la Formación Areniscas del Cañizar.

-43,1 m. Areniscas rojas, rosas, ocres o pardas con granos de Q de tamaño medio a grueso y de feldespato de grano fino a medio, algunos interestratos centimétricos de arcillas. Estratificaciones cruzadas planares y en surco.

-3,0 m. Tramo tapado.

-24.8 m. Areniscas rojas de cuarzo y feldespatos con estratificaciones cruzadas.

-3 m. Tramo cubierto.

-23.8 m. Areniscas de color rojo y ocre, de granos de cuarzo de tamaño medio a grueso con estratificaciones cruzadas. A techo abundantes óxidos e hidróxidos de Fe y algo de cemento carbonatado.

TECHO; Dolomías arenosas grisáceas con abundante hierro (Muschelkalk).

A continuación se describirán las sucesivas unidades litoestratigraficas que componen la serie del Anticlinal de Chelva:

FORMACIÓN CONGLOMERADOS DE BONICHES.

Esta Unidad se sitúa discordante sobre el Paleozoico o el Pérmico Tempano (Fm. Brechas de Tabarreña), concretamente en Chelva se apoya sobre el Palozoico Inferior, posiblemente Ordovícico. Al constituir el relleno de un abrupto paleorelieve, levantado por la orogenia varisca, el espesor de la Unidad es muy variable, oscilando entre los 300 metros (Henarejos) llegando a casi desaparecer en Olocau (Valencia), en Chelva su espesor es de 20 metros. La Formación se divide en tres miembros o subunidades:

A-Subunidad de Conglomerados Inferiores: Formada por conglomerados silíceos (“pudingas”) clasto-soportados de clastos cuarcíticos subredondeados a subangulosos y heterométricos con marcas de impacto y de disolución por presión y que pueden presentarse imbricados. La matriz es arenosa de grano medio y/o microconglomerática. Se dispone en bancos alargados de varios metros de grosor (2-5 m) separados por areniscas de grosor métrico, los estratos presentan base erosiva y techo plano. Los conglomerados tienen aspecto masivo con morfologías cóncavas, convexas o planares.

Figura nº 8: Barras conglomeráticas con estratificación cruzada a gran escala (Boniches)

El miembro inferior (Conglomerados Inferiores) evoluciona verticalmente desde depósitos masivos en secuencias de disminución del tamaño de grano ascendentes del tipo Gms-Gm-Sh a secuencias de disminución y/o engrosamiento ascendente del tipo Gp-Gt-St-Sh. Estas secuencias se interpretan como de abanico aluvial proximal con paleocorrientes transversales al eje de la cuenca. Evolucionaron de barras longitudinales formadas por láminas de grava difusas que migraban sobre el núcleo de la barra a complejos de barras y canal con depósitos superpuestos de etapas altas y bajas.

B-Subunidad de Conglomerados superiores: Formada por pudingas de clastos cuarcíticos subredondeados y heterométricos con más matriz que la subunidad inferior formada por granos de cuarzo subredondeados y a veces microconglomerática. Se organiza en cuerpos alargados de base erosiva con grosores de 2 a 5 metros y mas arenosos a techo. Las estructuras sedimentarias mas frecuentes son las estratificaciones cruzadas planas y paralelas y en surco en las areniscas.

Son similares a la parte superior de los Conglomerados Inferiores, dominados por secuencias de disminución de grano ascendentes de tipo Gp-Gt-St-Sp-Sh, a veces truncadas y repetidas verticalmente. Se interpretan como barras de canal medio transversales y compuestas y barras de arena de nivel bajo asociadas en ambientes de abanico aluvial medial y distal relacionados con sistemas fluviales trenzados.

Figura nº 9: Conglomerados siliceos (pudingas) clastosoportados, mal clasificados.
Formación Boniches en su localidad tipo.

C- Subunidad de Conglomerados arenosos: Formada por conglomerados y areniscas. Los conglomerados formados por clastos silíceos subredondeados a redondeados con abundante matriz de cuarzo de grano medio a grueso en la que a veces flotan los cantos. Se disponen en cuerpos alargados de grosor métrico de base erosiva con estratificaciones cruzadas planas y horizontales en los conglomerados y en surco en las areniscas que pueden presentar ripples a techo. El miembro está formado por secuencias delgadas de disminución del tamaño de grano hacia arriba del tipo Gp-St-Sp, y muestran un aumento repentino en el contenido de arena (hasta 50%). Se interpreta como depósitos en tramos medios a distales de sistemas fluviales de cauces trenzados (López-Gómez y Arche, 1997). Representa un cambio repentino en el estilo fluvial marcado por la variación petrográfica y de estructuras internas.

El contenido paleontológico es nulo por lo que la edad se deduce por las dataciones de la Unidad suprayacente, es decir: Pérmico.

FORMACION LUTITAS Y ARENISCAS DE ALCOTAS.

Se sitúa de forma gradual sobre la Unidad infrayacente o discordante sobre el Paleozoico. Es una formación eminentemente siliciclástica que está formada por limolitas y areniscas y su espesor en Chelva (Bco Alcotas) es de 168 metros. Su litología dominante son las lutitas de colores rojos, rosados, pardos, verdes y grises de aspecto masivo, nodular o laminadas con ripples, load cast y grietas de desecación. Las areniscas están compuestas por granos subredondeados de cuarzos y feldespatos (plagioclasa y ortosa) con matriz de arcillas y cemento silíceo y micas. El contenido en hierro puede ser abundante dando un color rojo a las lutitas y areniscas. Presentan estratificaciones cruzadas planares y en surco, laminaciones paralelas, ripples de corriente y cantos blandos de limolitas. Los conglomerados son de clastos cuarcíticos redondeados con matriz de arenas de cuarzo de grano medio presentan formas de lentejones con estratificaciones paralelas, cruzadas (planares y en surco) y superficies de reactivación.

La Formación se divide en tres subunidades o miembros:

Figura nº 11: Subdivisión de la Formación Alcotas.

A-Subunidad inferior de conglomerados y arenas: Con un grosor de 20 a 40 metros esta formado por conglomerados, areniscas y lutitas, siendo estas últimas dominantes, pero con intercalaciones de gruesos (4-6 m) y anchos (95-120 m) cuerpos conglomeráticos o areniscosos de base cóncava y techo plano o irregular y estratificaciones cruzadas en surco, intercalados. La secuencia vertical dominante es del tipo Gt-Gp-Sh-Sr, y tiene superficies laterales de acreción y reactivación que no siempre alcanzan la base del cuerpo. También aparecen cuerpos amalgamados con secuencias elementales Sp-Sh y Gt Sp-St.Las limolitas rojas suelen ser masivas o laminadas con intervalos ondulados. Representan alrededor del 70% del intervalo. La unidad presenta paleosuelos cálcicos que contienen estructuras nodulares y laminares de hasta 20 cm de espesor. La mayoría de los conjuntos de polen y esporas de la edad de Turingiense que se encuentran en las Cordilleras Ibéricas aparecen en esta Subunidad.

La Unidad A se interpreta como depósitos fluviales trenzados en una amplia llanura aluvial de grano fino, con lagos poco profundos semipermanentes y extensas áreas de exposición subaérea donde se desarrollaron suelos calcimorfos. La vegetación era abundante en la Unidad B, cerca de los cauces fluviales donde se encuentran la mayoría de los restos vegetales.

B-Subunidad de arenas y limos: Con un grosor de 40 a 50 metros esta constituida por arenas y lutitas con algún nivel de conglomerado. Las lutitas son dominantes con intercalaciones areniscosas de 0,5 a 5 metros de espesor de bases y techos planos o cóncavos con estratificaciones planas, cruzadas (planares o en surco), ripples de corriente y cantos blandos. También se encuentran bioturbaciones, restos vegetales (raíces y troncos) y huellas de tetrápodos.

La Unidad B marca un cambio repentino en las litofacies y el estilo fluvial: con un rápido incremento en la cantidad de arenas (+- 70%) con pocos conglomerados; también se encuentran restos de macroflora silicificada y carbonizada.

Los cuerpos de arenisca muestran geometrías tabulares, a veces con estratificación cruzada épsilon (acreción lateral) con abundantes restos vegetales y granoclasificación tipo St-Sh-Sr-Fm o secuencias amalgamadas e incompletas de tipo St-Sr erosionadas en la parte superior.

Pueden aparecer troncos silicificados de hasta 6 m de largo y fragmentos de madera en la base de algunos cuerpos de arenisca. Los intervalos de grano fino suelen ser limolitas rojas masivas; los intervalos ondulados son raros (facies Fm y Fsr). Los paleosuelos también son raros.

Esta Unidad puede interpretarse como una transición de ríos trenzados arenosos distales a ríos meandriformes de alta sinuosidad que ocurre de manera gradual pero rápida; Los cuerpos de areniscas canalizadas muestran superficies de acreción lateral y superficies de reactivación que apuntan a una marcada estacionalidad en el flujo. Las orillas de los ríos probablemente estaban cubiertas de vegetación por plantas parecidas a árboles, a veces arrancadas de raíz y transportadas río abajo. Los sedimentos finos se interpretan como depósitos de llanuras de inundación.

C-Subunidad de limolitas y arenas intercaladas. Constituyen la parte alta de la Formación donde las lutitas rojas son dominantes (+-85%) y presentan intercalaciones de areniscas de tamaños más pequeños con espesores de 1,5 m y anchuras de 25 m, que las que aparecen en las subunidades infrayacentes. Las areniscas presentan estratificaciones paralelas, cruzadas (planares y en surco, ripples y cantos blandos.

Los cuerpos de arenisca tienen una base erosiva cóncava, y secuencias de grano clasificación del tipo St-Sp-Sh-Sr con muchas superficies internas de activación. Las limolitas rojas son generalmente masivas.

La Unidad se interpreta como un sistema fluvial trenzado distal de muy baja energía con una marcada estacionalidad, fluyendo en una extensa planicie aluvial alimentada por inundaciones como lo describen O'Brien y Wells (1986).

Las paleocorrientes medidas en la Formación Alcotas indican un sentido del flujo de NW a SE, salvo en Chelva donde marcan un sentido N-S. La Formación es interpretada como un depósito de cauces fluviales entrelazados de vida corta que sufrieron muchos eventos de sedimentación mediante barras transversales y linguoides y erosión con generación de numerosas cicatrices erosivas y de depósitos fluviales no canalizados y lacustres. Los canales fluviales van migrando y rellenándose lateralmente y siendo cubiertos por depósitos lutíticos de llanura de inundación y lagos poco profundos dando a esta Formación su aspecto característico.

La Formación esta datada como de edad Thuringiense tardío (Pérmico) por la presencia de microflora (polen y esporas) con especies como Lycospora ovata, Vesicaspora,Lueckisporites virkkiae, Nuskoisporites duthuntii, Protohaploxipinus sevardi, Paravesicaspora splendens, Falcisporites zapfei, Platysaccus papillionae, Converrucosisporites eggeri, Klauspollenites schaubergerrii y Protohaploxipinus sp. encontrados en lutitas grises y macrofloras (Ullmannia), así como esporádicas icnitas de tetrápodos.

FORMACION ARENISCAS DEL CAÑIZAR (ARENISCAS DEL GARBÍ):

Se sitúa concordante y de forma neta sobre la Formación anterior apareciendo costras ferruginosas en el contacto. Las litologías dominantes son las areniscas y las lutitas siendo las primeras las mas abundantes. Las lutitas son rojas y micáceas, las areniscas están formadas por cuarzos y feldespatos predominando los primeros con micas, matriz arcillosa, cemento silíceo y óxidos de Fe.

Figura nº 13: Estratificación cruzada en
surco. Fm. Cañizar (Villamarchante).

La Formación se articula en una serie de paquetes (6) separados por superficies erosivas mayores. La estructura sedimentaria dominante es la estratificación cruzada en surco y/o planar siendo la horizontal muy escasa. Los estratos cruzados pueden alcanzar los 2 m de grosor y presentan bases cóncavas con cantos blandos. Son frecuentes los ripples de corriente rectos o sinuosos, a veces tipo climbling.

Según López-Gómez et al (2012) la disposición estratigráfica y las facies de la Formación determinan un origen ﬂuvial con niveles eólicos esporádicos en las zonas occidental y central y un origen mixto eólico y ﬂuvial en la zona oriental de los de la Cadena Ibérica cerca Mediterráneo. Esta diferencia de orígenes permite el reconocimiento del Alto de Ateca-Montalbán como una barrera topográfica que separa la zona situada al Norte y al Este dominada por la sedimentación eólica de la zona meridional dominada, principalmente, por la sedimentación fluvial. La presencia de pequeñas capas de carbón en el Barranco de Alcotas también serian un indicador de sedimentación en un ambiente continental.

El Techo de la Formación está formado por una costra ferruginosa bioturbada.

Según López-Gómez et al (2012) el clima era semiárido con al menos dos periodos áridos acaecidos en el Smithiense medio-superior hasta el Spathiense medio. Estos periodos áridos están intercalados con dos períodos más húmedos, en la parte superior de la unidad, durante el final de Spathiense y al principio de Anisiense. En la siguiente figura se puede ver la columna de esta Formación en su área tipo.

Se ha encontrado una asociación de polenes y esporas de edad Anisiense en la parte superior de esta Formación, pero muchos autores la consideran de edad Scytiense (Triásico Inferior). Hacia la parte alta de la Formación también se mencionan la presencia de huellas de tetrápodos (Chiroterium) y macroflora mal conservada.

En la siguiente figura se puede ver un bloque diagrama con la interpretación del medio de sedimentación de estas tres formaciones correspondiente al relleno de un paleorelieve mediante abanicos aluviales (proximales y distales) y corrientes fluviales del tipo braided. En la siguiente figura se puede una ver figura con un bloque diagrama con el ambiente de sedimentación de estas formaciones:

Figura nº 15.

En la siguiente figura, a modo de resumen, se puede ver la columna litoestratigrafica sintética del Buntsandtein en Chelva con las formaciones antes descritas:

Figura nº 16: Columna sintética del Buntsandtein de Chelva (Valencia)

De l mismo modo en la siguiente figura se puede un bloque diagrama en el que se representa el medio de sedimentación de estas tres unidades estratigráficas y las relaciones horizontales y verticales entre las mismas:

Figura nº 17

En Chelva sobre esta las Areniscas del Cañizar se sitúa el Triásico Medio (Muschelkalk) presentando un marcado cambio litológico. El Muschelkalk del Triásico Mediterráneo se caracteriza por la presencia de dos niveles de carbonatos del Anisiense y Ladiniense separados por un nivel evaporítico, este Muschelkalk aparece en la Cordillera Costero Catalana, Ibérica septentrional y Pirineos. La estratigrafía del Muschelkalk de Chelva fue descrita por José López Gómez (1985). A continuación, se describe la serie estratigráfica levantada en Chelva por este autor:

SERIE DE MAS DE HERRERO (CHELVA).

MURO. Areniscas de grano grueso de color rojo ocre con abundante hierro (Buntsandtein).

-2.5 m. Dolomías masivas, de grano medio, con laminaciones cruzadas planas, ripples y bioturbaciones. Niveles intercalados de microconglomerados con cantos redondeados de cuarcita y abundantes óxidos e hidróxidos de Fe. Lamelibranquios.

-4.9 m. Dolomías ocres de grano medio, con laminaciones paralelas cruzadas y de riples y bioturbación a techo. Algunos niveles con un alto contenido en Fe y posibles grietas de desecación.

-0.9 m. Caliza dolomítica gris tableada con estratificaciones cruzadas, ripples y burrows. Posibles bivalvos.

-20.65 m. Dolomías de color gris de grano medio y fino con laminaciones cruzadas, ripples de oscilación, bioturbación, birdeseyes y algas.

-2.2 m. Alternancia de dolomías y margas con ripples, birdeseyes, grietas de desecación y costras ferruginosas.

-1,0 m. Brecha dolomítica con abundantes costras de Fe.

-8,0 m. Margas verdes y ocres con yesos ocres.

-2,0 m. Yesos blancos fibrosos.

-4,0 m. Arcillas rojas.

-5,50 m. Margas verdes con yesos fibrosos y laminares con ripples de oscilación.

-10,0 m. Alternancias de margas grises y arcillas rojas.

-8,0 m. Yesos de color blanco con margas verdes y grises a techo.

-5,0 m. Yesos de color gris fibroso con ripples de oscilación.

-7,0 m. Margas de color verde y gris con yesos de color blanco.

Figura nº 18: Columnas de las Formaciones Dolomias de Landete y Yesos del Mas.

-6,0 m. Dolomías de color ocres de grano medio.

-5.1 m. Dolomías de microcristalinas color blanquecino con ripples de oscilación y bioturbaciones a techo.

-2.3 m. Dolomías ocres de grano grueso con laminación cruzada planar, mallas de algas y abundantes óxidos e hidróxidos de Fe.

-5,8 m. Dolomías grises de grano medio con bioturbaciones y ripples de oscilación.

-9,0 m. Tramo semicubierto con bioconstrucciones convexas de algas.

-4,7 m. Dolomías de color gris de grano fino con ripples, bioturbaciones y bioconstrucciones de algas.

-2,0 m. Dolomías de color ocre con estratificación cruzada, ripples y fauna.

-2,7 m. Dolomías grises de grano fino tableadas con Lamelibranquios.

-3.2 m. Dolomías ocres con ripples con óxidos e hidróxidos de Fe y fauna que pueden ser tormentitas. Llevan una intercalación métrica de margas verdes y grises.

-0,9 m. Limolitas grises y arcillas rojas.

-0,8 m. Dolomías ocres de grano fino a medio con ripples y fauna. Mud cracks a techo y con una costra ferruginosa y tempestitas.

-1 m. Tramo Cubierto.

-2,0 m. Dolomías de grano medio y color ocre con abundante fauna, ripples de oscilación y costras ferruginosas.

-4,6 m. Margas grises y verdes con intercalaciones de delgados niveles de dolomías con ripples de oscilación y dolomías ocres de grano medio con ripples de oscilación bioturbaciones y lamelibranquios, Abundantes óxidos e hidróxidos de Fe.

TECHO: Margas verdes, arcillas y limolitas rojas con yesos blancos del Keuper.

Figura nº 19: Columna de la Formación Calizas y Dolomías de Cañete.

J. López Gómez y A. Arche Millares (1992) describieron las distintas Unidades litoestratigráficas del Muschelkalk que en Chelva se apoyan directamente sobre la Formación Areniscas del Cañizar:

FORMACIÓN DOLOMÍAS DE LANDETE:

En el Barranco de Alcotas es donde alcanza su mayor grosor y se sitúa directamente encima de la Formación Areniscas del Cañizar mediante un brusco cambio litológico marcado por costras ferruginosas. La formación está compuesta por dolomías de tamaño medio a fino, generalmente porosas. Hacia la parte baja de la formación aparecen delgados niveles de areniscas carbonatadas. Las arcillas rojas y margas verdes son más frecuentes hacia la parte alta de la Formación donde también abundan las costras ferruginosas. Las estructuras sedimentarias más frecuentes son las laminaciones paralelas los ripples de corriente y oleaje estos últimos más frecuentes en las dolomías. Se presentan estratificaciones cruzadas planas, en surco y sigmoidales a veces en estructuras canalizadas. Hacia la parte media y superior de la Unidad pueden aparecer laminaciones onduladas de algas (algalmat).

En Chelva esta Unidad se sitúa, mediante un cambio litológico neto, sobre las Areniscas del Cañizar (Fm. Garbí) al contrario que en la Sierra del Espadán donde lo hace, mediante un paso neto sobre la Formacion Eslida del Anisiense. En cambio en la Sierra Calderona esta Unidad se sitúa de forma gradual sobre la Formación Areniscas, margas y yesos de Marines (Facies Röt). Por encima y mediante una superficie de interrupción de la sedimentación se localiza la Formación Areniscas, margas y yesos del Mas.

Figura nº 20: Contacto entre las Formación Marines (Facies Röt) y la Formación Landete. Ollocau.

J. López-Gómez y A. Arche Mijares (1992) subdividieron esta Formación en seis miembros que de muro a techo son:

-Miembro Serra: Compuesto por dolomias formando secuencias métricas de somerización con algas y ripples de oleaje. Su espesor es de 13 metros.

-Miembro San Martín: Dolomías y dolomías arenosas constituyendo también secuencias de somerización de escala métrica con estratificaciones cruzadas y oolitos a la base y ripples de corriente y de oleaje a techo. Potencia máxima de 22 metros.

-Miembro Mal Paso: Constituido por margas y dolomías ordenadas en secuencias de somerización métricas, hacia el muro abunda la fauna, hacia el techo las mallas de algas y los ripples de oleaje a techo. Potencia máxima de 73 metros.

-Miembro Olocau: Formado por dolomías ordenadas en secuencias de somerización métricas, con fauna de bivalvos a la base y ripples de oscilación y mallas de algas hacia techo. Espesor máximo de 97 metros.

-Miembro Peña Rubia: Dolomías que constituyen secuencias de somerización métricas, con bioturbación y mallas de algas a la base y bioconstrucciones bioturbación y mallas de algas a la base y bioconstrucciones “mounds” de algas hacia el techo. Espesor máximo 22 metros.

-Miembro Beamud: Dolomías y lutitas intercaladas con alto contenido en carbonatos constituyendo secuencias de somerización submétricas, con mallas de algas, brechas de cantos planos, grietas de retracción, «tepees» y costras con alto contenido en Fe; todo ello en los niveles dolomíticos.

Su edad geológica seria Anisiense y el medio de sedimentación correspondería a una llanura mareal carbonatada con bajios (“shoal”), lagoon y sabkhas.

FORMACIÓN ARCILLAS, MARGAS Y YESOS DE MAS.

En su sección tipo en Chelva su espesor es de 49 metros, pero el contacto con la Unidad infrayacente es por falla, allí donde es visible es un contacto concordante por medio de una gruesa (1 m) costra ferruginosa, en la Cueva del Hierro se deposita directamente sobre el Paleozoico. Las litologías dominantes son las arcillas, areniscas, margas y yesos, las arcillas son preferentemente rojas y las margas verdes estas dos litologías pueden presentarse en alternancia. Los yesos son versicolores (blancos, grises, rojos,…) fibrosos o masivos a veces presentan suedomordos de anhidrita. Contienen jacintos de Compostela rojizos, teruelitas grises y escasos aragonitos.

Su edad palinológica es Aniense en su mitad inferior y Ladiniense en la mitad superior.

Su límite superior es neto y concordante con las dolomías de la Formación Calizas y dolomías de Cañete.

Se ha interpretado como sedimentada en una plataforma marina muy somera con etapas de precipitación de evaporitas.

FORMACIÓN CALIZAS Y DOLOMÍAS DE CAÑETE.

Se sitúa concordante sobre la Unidad anterior. Su litología dominante son las dolomías, generalmente de tamaño de grano de fino a medio y porosas. Las calizas son menos abundantes. Las margas son de color verde o gris y más abundantes hacia el techo de la Formación. Las estructuras sedimentarias mas abundantes son las ripples de oleaje y las estratificaciones cruzadas planares o en surco y superficies erosivas. También aparecen grietas de desecación estructuras tepee, pseudomorfos de evaporitas y brechas intraformacionales.

Esta formación ha sido subdividida en cinco miembros De muro a techo estos miembros son:

-Miembro Gorgocil: Dolomías y dolomías arenosas que constituyen secuencias de somerización metricas, con niveles que presentan estratificaciones cruzadas de surco y planar en la base y rippies de oscilación a techo. Potencia máxima de 28 m.

-Miembro Henarejos: Dolomías y dolomías margosas que constituyen secuencias en las que aparecen bioconstrucciones de diferente tamaño y morfología. Potencia máxima de 31 m.

-Miembro Huélamo: Dolomías y margas que constituyen secuencias de somerización con abundante fauna. Las margas se sitúan hacia la base y las dolomías pueden presentar niveles milimétricos bioclásticos. Potencia máxima de 32 m.

-Miembro Valacloche: Dolomías que constituyen secuencias de somerización con bioclastos y estratificaciones cruzadas hacia la base y ripples de oscilación y corriente hacia techo. Potencia máxima de 4m.

-Miembro Moya: Margas y dolomías que constituyen secuencias de somerización métricas. Los niveles de dolomía presentan domos de algas, «tepees», grietas de desecación y costras con alto contenido en Fe. Las margas presentan abundante fauna. La potencia máxima es de 39 m.

La parte mas alta de la formación está formada las “Capas de Royuela” un nivel de margas con delgadas intercalaciones de dolomías caracterizado por la presencia de Pseudocorbula gregaria en un medio cada más salino y menos profundo.

Sus límites con las formaciones infra y suprayacente es neto y concordante,

M.J Escudero Mozo et al (2015) en base a al contenido en ammonites bivalvos y otras faunas han considerado que la mitad superior de esta Formación pertenecería al Fassiniense- Longobariense (Ladiniense) Otros investigadores consideran que la edad de la parte superior de la Formación llegaría el Carniense.

El contenido faunístico de la formación costa de cefalópodos, moluscos, braquiópodos y bivalvos, equinodermos. En Chelva se han encontrado: Modiolus sp. y pseudocorbula sp y un ejemplar de Gevanites sp, Abundan las pistas tipo rhizocollarium y las acumulaciones de algas. Se ha interpretado como depositada en una plataforma carbonatada que evoluciona a una llanura de marea con shoals, lagoons y sabkhas.

Figura nº 21 Dolomias del Muschelkalk bien estratificadas (La Playeta;
Rio Tuejar; Chelva).

TRIASICO SUPERIOR EN FACIES KEUPER.

Los materiales que se van a describir se incluyen en el Grupo Valencia definido por F. Ortí (1.974) para incluir las cinco formaciones en que este autor dividió el Keuper Levantino. Considerando la división clásica del Keuper levantino, estas cinco formaciones se pueden agrupar en tres tramos según la presencia o ausencia de evaporitas, tal como se resume en el siguiente cuadro:

UNIDAD CRONO ESTRATIGRAFICA	UNIDADES (FORMACIONES) LITOESTRATIGRAFICAS	INDICE	TRAMOS	GRUPO
KEUPER	*Yesos de Ayora*	K5	SUPERIOR	VALENCIA
	*Arcillas yesíferas de Quesa*	K4	SUPERIOR
	*Arcillas de Cofrentes*	K3	MEDIO
	*Areniscas de Manuel*	K2	MEDIO
	*Arcillas y yesos de Jarafuel*	K1	INFERIOR

El conjunto de las 5 unidades que constituyen el Keuper se disponen formando un surco que se extiende entre Valencia, Cuenca y Albacete con un depocentro con los máximos espesores (800 m.) entre Cuenca y Albacete, tal como se puede ver en la siguiente imagen (Pérez-Hidalgo & Sánchez-Jiménez):

Figura nº 22: Mapa de isopacas del Triasico Superior en Facies Keuper.

A continuación se describen, de muro a techo, las cinco unidades litoestratigráficas en las que se divide el Triásico superior (Keuper) y definidas por F. Ortí en su Tesis doctoral (1974) y que se resumen en la siguiente columna sintética:

Figura nº 23: Columna sintética del Keuper Levantino (F. Orti, 1974)
con indicación de las principales secuencias deposicionales.

MURO: Formación Calizas y dolomías de Cañete (M3).

FORMACION ARCILLAS Y YESOS DE JARAFUEL (K1):

Esta Formación es la inferior del Grupo Valencia y aflora extensamente por toda la zona de Levante. El espesor de esta Unidad puede superar los 200 m entre Valencia, Albacete y Cuenca y desapareciendo hacia el SW (Alicante-Guadalajara) y posiblemente hacia el Norte (Castellón).

La litología más abundante son las arcillas (illita con clorita) de colores oscuros azulados, grises y negros, amarillentos por alteración, presentan disyunciones esféricas y texturas pizarrosas. Interestratificados con las arcillas se presentan bancos de yesos bandeados que pueden tener hasta 2 metros de grosor. Las láminas, de grosor centimétrico, vienen marcadas por diferentes coloraciones (blancos, grises y negros) y frecuentemente contienen teruelitas.

Figura nº 24: Parte superior de la Unidad K1 en Calles (Valencia) sobre el ultimo banco de
yesos se sitúa un tramo de arcillas grises y verdosas que marcan el paso a la Unidad K2.

No son raras las intercalaciones de hasta 1 metro de grosor de dolomías micro y criptocristalinas claras, de niveles limoníticos masivos o carniolares con espesor decimétrico y de areniscas, generalmente blancas o de tonos claros y grosor métrico, pudiendo llegar a los 5 metros, presentando laminaciones cruzadas y limonitizaciones y abundantes restos vegetales. También aparecen algunas intercalaciones de calizas y calizas margosas de grosor centimétrico (10 cm) con lumaquelas de bivalvos de pequeño tamaño y bioturbaciones. Contienen piritoedros, muy propios de esta formación y cuarzos bipiramidados oscuros.

El medio sedimentario corresponde a una llanura lutítica costera, con marismas evaporíticas, que presenta un mosaico de lagunas de aguas someras cloruradas y salinas sulfatadas distribuidas irregularmente por la llanura, en la que la sedimentación predominante fue la de arcillas grises con ocasionales aportes detríticos del continente.

Figura nº 25: Bloque diagrama con los medios sedimentarios de las Unidades M2 y
K1 correspondientes a una llanura fangosa evaporítica.

FORMACION ARENISCAS DE MANUEL (K2):

Esta formación se presenta en tránsito gradual a la anterior (K1) y se encuentra en toda la zona de Levante, aunque en algunas zonas (Castellón) con espesores de tan solo un metro. Según el mapa de isopacas de la Formación esta se dispone como una cuña clástica que se originaría cerca de la Meseta Sur donde presenta un grosor de 300 metros que va disminuyendo progresivamente hacia el NE hasta quedar muy reducido (+-1 m) y prácticamente desaparecer en Castellón.

La Formación presenta cuatro litologías dominantes: areniscas, limos, arcillas y margas, de forma esporádica también pueden aparecer dolomías, calizas y evaporitas. Dentro de la extensa zona en la que aparece, esta Formación puede presentar grandes variaciones en las proporciones de estas litologías pasando de muy arenosa a muy lutítica, lo que hace variar considerablemente los espesores de la Formación. Además, la Formación es más arenosa en su parte superior y más arcillosa en la parte inferior.

En todos los niveles lutíticos de esta formación el mineral más abundante es el filosilicato illita siendo escasas o ausentes las proporciones de clorita, cuarzo y feldespatos y esporádicamente pueden aparecer calcita y hematites. En la zona del Este son frecuentes las cloritas con morfología de panal formadas por grandes láminas que bordean cuarzos idiomorfos con inclusiones de evaporitas (anhidrita fundamentalmente) indicativas de una neoformación diagenética muy temprana en aguas salinas (Castaño et al. 1987).Las arenas y areniscas aparecen, preferentemente, en las partes media y superior de la formación. Pueden presentarse en bancos con estratificaciones y laminaciones cruzadas de gran a pequeña escala y ripples de oleaje, corriente e interferencia de crestas muy poco amplias y altas, perforaciones (“burrows”), estructuras del tipo flute, sole y groove casts. Las areniscas presentan frecuentes y rápidas variaciones de espesor.

Petrológicamente son cuarzoarenitas, arcosas y subarcosas, de color blanco y grano fino a medio de subredondeado a subanguloso. El componente principal es el cuarzo con hasta un 20% de feldespatos. Son frecuentes los granos de carbón y las micas biotitas, moscovitas y cloritas. El cemento es silíceo y a veces ferruginoso. En general areniscas presentan diferentes colores (rojo, rosa, blanco, amarillo y verde). El tamaño de grano puede ser fino, medio o grueso. La granulometría es homogénea y la selección es mayor hacia el Este y menor hacia el Oeste.

Las areniscas presentan laminaciones paralelas y cruzadas de pequeña y mediana escala, ripples de oleaje y de corriente junto a marcas tipo groove y flutecast, huellas de carga, bioturbación por perforaciones y pistas. En ellas son muy frecuentes los restos de vegetales carbonizados y/o limonitizados.

Figura nº 26: Areniscas blancas del la Unidad K2 (Areniscas de Manuel) con laminaciones
horizontales paralelas y cruzadas planas de bajo ángulo. Localidad: Calles (Valencia).

Los limos y arcillas presentan diferentes colores, rojos y verdes principalmente. Las margas son verdes, generalmente masivas. Las arcillas presentan disyunción bolar por compactación siendo preferentemente rojas hacia el techo de la formación y abigarradas (grises, verdes, amarillas, rojas, violáceas y negras) hacia la parte inferior.

Los carbonatos, muy escasos y delgados, son en su mayoría microesparitas o dolomicroespáritas que ocasionalmente presentan fantasmas de bivalvos y gasterópodos y grietas de desecación.

Las evaporitas son muy escasas apareciendo como cristales de yesos con colores claros o transparentes. También son muy abundantes las costras dolomítico ferruginosas amarillentas y muy delgadas algunas veces con speudomorfos de cristales cúbicos (halitas o teruelitas).

FORMACION ARCILLAS DE COFRENTES (K3):

Como las unidades suprayacentes K4 y K5 esta formación está ampliamente distribuida por toda la zona de Levante donde ha sido intensamente aprovechada para industria cerámica (Valencia, Alicante y Castellón). La Formación (incluido el K2) se dispone como una cuña clástica que se apoya en los relieves de La Meseta Sur donde presenta espesores de 400-300 metros y decrece hacia el NE hasta prácticamente desaparecer a la altura de Castellón-Teruel.

Figura nº 27: Unidad K3 invertida (Calles).

La serie tipo se ha levantado en la carretera N 330 en Cofrentes (Valencia), su espesor es variable entre los 20 y los 70 metros (60 m visibles en la localidad tipo). Es una formación muy homogénea en toda la zona de Levante y litológicamente compuesta por arcillas y arcillitas rojas con niveles y concreciones nodulares verdes, esta plástica y blanda litología da lugar a formaciones geomorfológicas muy típicas (badlands y abarrancamientos). Las arcillas son illitas laminares procedentes de la alteración de feldespatos. Localmente las arcillas pueden contener calcitas botroidales formadas por micritas claras, margas con maclas de aragonitos de pequeño tamaño y algún banco de yesos.

La Unidad K3 se depositó en una llanura fangosa costera baja (llanura de inundación distal), sujeta a condiciones marinas ocasionales señaladas por la presencia de niveles dolomíticos delgados pero continuos, que marcan el final del evento húmedo anterior, la recesión de un aparato fluvial y el regreso de las condiciones áridas en la parte superior de esta secuencia.

En Calles he encontrado el, hasta el momento, único ejemplar de ammonites descrito en el Keuper de la Península Ibérica. Se trata de un ejemplar mal conservado encontrado en el nivel guía de dolomias que aparece en todo el K3 levantino y en el que hasta el momento se habían reportado algunas faunas de gasterópodos (Turís).

Figura nº 28: Ejemplar de ammonite encontrado en la Unidad K3 en el corte de Calles.

FORMACION ARCILLAS YESÍFERAS DE QUESA (K4):

También ampliamente distribuida en todo el territorio de Levante (Provincias de Teruel, Castellón, Valencia, Alicante y Murcia) con espesores de 20 a 150 metros. Según el mapa de isopacas de T. Torres Hidalgo y A. Sánchez Jiménez esta formación adopta una forma similar a la del K1 con los máximos espesores 300 -200 metros dispuestos en una franja (surco) de dirección NW-SE, entre Cuenca y Valencia y otro más pequeño en Alicante de dirección E-W.

Se trata de un conjunto arcillo-yesífero de tonos rojos dominantes y aspecto caótico por la ausencia de estratificación, abundan los yesos, pero la presencia de arcillas impide su explotación minera. En esta Formación es donde aparecen la mayor cantidad y mejores cristales de jacintos de Compostela y aragonitos de gran tamaño (Villargordo del Cabriel) exclusivos de esta Formación.

Los yesos de esta Formación presentan 4 tipos de texturas: Travecular fibrosa, Nodular, Masiva y Hematoidea,

La unidad K4 fue subdividida por Suárez (2007) en base a los datos (muestras y diagrafías) de sondeos profundos realizados en La Mancha, en tres subunidades: una subunidad basal (K4a) muy arcillosa y una subunidad superior (K4c), formadas por capas de arcillas y capas de anhidrita (sin halita) en secuencias evaporíticas del tipo “evaporating upwards”; entre ambos hay una subunidad intermedia (K4b) también dispuesta en secuencias típicas de “evaporating upwards”, compuestas de lutitas y halita, con capas de dolomita y anhidrita subordinadas o ausentes. En esta subunidad se han identificado hasta siete niveles de sal correlativos. Las tres subunidades muestran ciclos en escala métrica y escala decamétrica, siendo ciclos de arcilla-halita en la subunidad K4a y ciclos de arcilla-anhidrita en las otras dos subunidades.

El contacto de esta formación con la infrayacente (K3) es muy neto mientras que el paso a la formación suprayacente (K5) es gradual.

Esta formación corresponde a depósitos de llanura lutítica distal con desarrollo de sabkhas y lagunas salinas complejas.

Figura nº 29: Margas rojas con yesos de la Formación Arcillas Yesíferas de Quesa (K4) cubiertas discordantemente por travertinos cuaternarios (Tuejar; Valencia).

FORMACION YESOS DE AYORA (K5):

De amplia distribución geográfica por la Provincia de Valencia y zonas adyacentes presenta espesores muy variables (20 a 100 mts) siendo de 60 metros (apreciables) en la localidad tipo (Ayora; Valencia).

En la localidad tipo de Ayora (Cantera Abarca) la serie está compuesta por yesos sacaroideos rosados y blancos con delgadas intercalaciones de arcillas negras, bancos de yesos blancos microcristalinos a veces bandeados y a veces nodulares, niveles de arcillas verdes. Hacia arriba yesos negros, laminados y a veces nodulares con yesos sacaroideos rosados a techo. En el Norte de Alicante (Villena-Pinoso) y Murcia (Jumilla) aparecen enclaves ofíticos.

En general el color blanco es el dominante en los bancos de yesos, aunque también son corrientes los grises, rosados y negros. La textura de estos yesos suele ser laminada o masiva, aunque también los hay nodulares, veteados o porfiroblásticos, pero los más frecuentes son los bancos masivos microcristalinos.

El medio de sedimentación de esta formación corresponde a salinas de aguas permanentes, pero confinadas, que evolucionan a lagoon restringido.

Figura nº 30: Margas rojas del Keuper (K5) en contacto con la suprayacente formación
Dolomias de Imón. Chelva (Valencia).

EL KEUPER EN CHELVA.

El Triásico superior en facies Keuper aflora en el núcleo del Anticlinal de Chelva entre Calles – Domeño- Cheva y Tuejar siendo la primera descripción de 1962, con la siguiente serie levantada en las Gargantas del Turia:

-30 m. de yesos versicolores de texturas muy variables (microcristalinas, sacaroideas,…).

-Dolomías claras en bancos delgados tableados discontinuos con yesos y ofitas.

-Nivel continuo de yesos rojos con cuarzos bipiramidados (jacintos) y polen indeterminable.

-Sucesión de yesos, arcillas y arcillas yesíferas multicolores que hacia arriba pasan a margas abigarradas con niveles de carniolas.

En este afloramiento están presentes y bien desarrolladas todas las formaciones del Keuper. La mayor parte del afloramiento corresponde a la Unidad K1 que aparece con su característico tono amarillento y con bancos de yeso. Son frecuentes las costras limoníticas. Su espesor estimado es de 300 metros.

La Unidad K2 está bien representada y tiene importantes variaciones en potencia. Aflora ampliamente entre Calles y Domeño en el codo del rio Turia, donde aparecen gruesos bancos de arenas y areniscas. Muy próximas geográficamente aparecen algunas manchas con las unidades K1, K2 Y K3 en forma de apretados anticlinales y sinclinales. La Unidad K3 siempre asociada a la anterior, muestra sus típicas arcillas rojas.

La Unidad K4 presenta la facies típica del Keuper valenciano: arcillas rojas yesíferas con jacintos de Compostela.

La Unidad K5 presenta un buen desarrollo y ha sido ampliamente explotada, la facies esta compuesta por yesos blancos con porfiroblastos negros y dolomías.

El Keuper del Anticlinal de Chelva está afectado por una intensa deformación tectónica pero no parece tener un origen diapírico. Son frecuentes los cabalgamientos y los pliegues tumbados como se puede ver en el siguiente perfil geológico:

Figura nº 31: Perfil geológico del Anticlinal de Chelva. Modificado de Orti 1974.

Los conjuntos palinológicos (pólenes y esporas) que aparecen en varios perfiles del Keuper de la provincia de Valencia (Macastre, Chelva y Bugarra) recolectados entre el techo de la Unidad K1 y el techo de la Unidad K5, son idénticos. Considerando que en la mayoría de las muestras se encuentra la asociación de Camerosporites secatus con Patinasporites densus acompañadps de Vallasporites ignacii y Pseudidenzonalasporites summus, Paracirculina quadruplices, Praecirculina granifer y Duplicisporites granulatus, de deduce que todo el tramo estratigráfico del Keuper de Valencia, entre estas unidades inclusive, está dentro de la "fase Camerosporites secatus" de Visscher y Krystyn (1978) y más exactamente dentro de la "palinoflora secatus-densus" en el sentido de Besems (1981, a y b), correspondiente a una edad Karniense. y más concretamente del Karniense medio-superior.

El Mejor sitio para observar el Keuper superior es el cerro sondeo de situ el Castillo de Domeño, en la cola del embalse de Benageber, donde estas formaciones están muy bien expuestas, tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía (eso si, cuidado con los tábanos que son del tamaño de velociraptores):

Figura nº 32: Fotografía del cerro sobre el que se sitúa el Castillo de Domeño pudiendo
observarse la sucesión estratigráfica del techo del Keuper levantino. Domeño (Valencia).

En el cerro se puede observar una serie estratigráfica del Keuper constituida por las formaciones Arcillas Yesíferas de Quesa (K4), Yesos de Ayora (K5), Formación Dolomías tableadas de Imón (K6). Sobre esta última se localiza una alternancia de dolomías, yesos y arcillas que podrían pertenecer a la Formación Anhidritas de Carcelén. En la base de la Formación Imón aparece un tramo arcilloso que no aparece en otros sitios.

Figura nº 33: Perfil geológico del Anticlinal de Chelva en Domeño (Valencia).

Los conjuntos palinológicos (pólenes y esporas) que aparecen en varios perfiles del Keuper de la provincia de Valencia (Macastre, Chelva y Bugarra) recolectados entre el techo de la Unidad K1 y el techo de la Unidad K5, son idénticos. Considerando que en la mayoría de las muestras se encuentra la asociación de Camerosporites secatus con Patinasporites densus acompañados por Vallasporites ignacii, Pseudenzonalasporites summus, Paracirculina quadruplices, Praecirculina granifer y Duplicisporites granulatus, de deduce que todo el tramo estratigráfico del Keuper de Valencia, entre estas unidades inclusive, está dentro de la "fase Camerosporites secatus" de Visscher y Krystyn (1978) y más exactamente dentro de la "palinoflora secatus-densus" en el sentido .de Besems (1981, a y b), correspondiente a una edad Karniense. y más concretamente del Karniense medio-superior.

Figura nº 34: Camerosporites secatus LESCHIK 1956.

Este perfil se ha muestreado para su estudio palinológico (ver siguiente figura) pero solo se ha encontrado la siguiente asociación de esporas: Deltoidospora sp, Ovalipollis ovalis, Bisaccate sp, Classopollis sp, Cerebropollenites pseudomassulae y Monosulcites sp. que indican una edad Retiense.

Figura nº 35: Columna estratigráfica sintética del Keuper superior de Domeño con indicación
de la situación de las muestras palinológicas estudiadas. Solo ha sido positiva la D1.

JURASICO.

En Chelva y Domeño es uno de los pocos lugares donde se puede ver con claridad el paso del Triásico Superior en facies Keuper al Jurásico Inferior carbonatado. En la siguiente imagen se puede ver este paso en de desvío de la carretera a Ahillas. El paso se realiza mediante un cambio litológico muy marcado entre las arcillas rojizas con yesos y las dolomias masivas del Jurásico Inferior (Retiense-Hettangiense). Entre las arcillas con yesos y las dolomias aparece un delgado (2 m.) tramo de transición formado por brechas carniolares.

Figura nº 36: Contacto entre el Triásico Superior en facies Keuper y el Jurásico Inferior
carbonatado. Desvio a Ahillas (Chelva).

En la Cordillera Ibérica y durante el Jurásico se depositaron un conjunto de formaciones carbonatadas que en el Jurásico Inferior se agrupan en dos Grupos: Grupo Renales (Formaciones Imón, Cortes de Tajuña y Cuevas Labradas) eminentemente evapo-dolomítico y Grupo Ablanquejo (Formaciones Cerro de Pez, Barahona, Turmiel y Casinos) eminentemente calco-margoso. Sobre estos dos grupos se sitúa el Grupo Chelva del Jurásico Medio y eminentemente carbonatado.

A ambos flancos del Anticlinal de Chelva se desarrolla una potente secuencia jurásica que abarca desde el Lías al Kimmeridgiense y que en Chelva ha sido descrita detalladamente por J.J. Gómez (1979).

-20 m. Dolomías y calizas con frecuencia dolomítizadas de color marrón, bien estratificadas en capas de grosor variable. Tramo asimilable a la Formación Dolomias Tableadas de Imón.

Figura nº 37: Dolomias en bancos gruesos con interestratos irregulares
de margas grises y bioturbaciones. Rambla de Alcotas (Chelva).

-70 m. Dolomías carniolares grises y oquerosas, masivas o en bancos muy gruesos con estratificación difusa. A techo aparecen biopelmicritas de filamentos de algas. Tramo asimilable a la Formación Carniolas de Cortes de Tajuña del Hettangiense.

-26 m. Calizas oquerosas, bien estratificadas en bancos gruesos de 0.5 a 1,5 m. de grosor, lo que las distingue del tramo anterior. Litológicamente corresponden a biopelmicritas de filamentos de algas y a pelesparitas con bioclastos de bivalvos, algas, equinodermos y lituolidos (Labyrintina recoarensis (CATI), Haurenia deserta (Henson), H. amiji (Henson) y Orbitopsella). A techo aparece un nivel decimétrico de dolomías con laminación ondulada por estromatolitos.

-17 m. Calizas (micritas y pelesparitas) bien estratificadas en capas de 0.5 a 1 m de grosor.

-15 m. Calizas mal estratificadas en bancos gruesos discontinuos.

-35 m. Dolomías (doloesparitas calcáreas con fósiles) y calizas (Micritas dolomíticas fosilíferas) oquerosas masivas o mal estratificadas. Contienen bivalvos, gasterópodos y equinodermos. A techo aparecen doloesparitas.

-17 m. Dolomías algo arcillosas en estratos finos a veces con laminaciones estromatolíticas en la parte inferior y dolomícritas con laminaciones paralelas que pasan a doloesparitas a techo.

Figura nº 38: Dolomías con laminaciones cruzadas muy tendidas y laminaciones de
migración de ripples. Peña Cortada (Calles).

-27 m. Dolomías (doloesparitas con pellets) estratificadas en bancos gruesos.

-9 m. Dolomías en bancos métricos a veces oquerosas.

-27 m. Calizas en bancos métricos con niveles de oolitos ferruginosos dispersos.

Estos tramos corresponderían a la Formación Calizas y Dolomías tableadas de Cuevas Labradas del Sinemuriense.

-12 m. Calizas bioclásticas bien estratificadas con nódulos de sílex. Hacia el techo aparecen bioesparitas con restos de bivalvos y equinodermos.

Figura nº 39: Calizas grises con nódulos de sílex. Peña Cortada (Calles).

-10,00 m. Calizas lumaquélicas y nodulosas en estratos con planos discontinuos. A techo presentan nódulos de sílex dispersos.

Figura nº 40:Calizas micríticas beiges con nódulos de sílex dispersos.

-10,00 m. Biocalcarenitas de equinodermos con estratificación irregular que a techo lleva una costra ferruginosa poco desarrollada.

Figura nº 41: Superficie de no sedimentación con costra ferruginosa (Domeño)

Estos tramos corresponden a la Formación Calizas Bioclásticas de Barahona del Pliensbachiense superior.

-19,5 m. Alternancia de margas grises y amarillentas margocalizas y calizas nodulosas lumaquelicas. Contienen braquiópodos: Terebratula jauberti (Desl) T. witthichi (Chofe), Lobothyris subpunctata (Dav), Zeilleria stephani (Dav), Homeorhynchia batalleri (Bub), H. meridionalis (Desl), Stolmorhyinchia bouchardi (Dav). Corresponde a la Formación Alternancia de Calizas y margas de Turmiel del Toarciense.

A partir de este nivel comienza la Formación Carbonatada de Chelva del Dogger (Aaleniense-Bajociense-Bathoniense-Calloviense-Oxfordiense).

-15,0 m. Calizas biomicriticas bien estratificadas con planos de estratificación ondulados. Contienen espículas de esponjas gasterópodos, equinodermos y foraminíferos. A techo aparecen calizas ferruginosas.

-0,55 m. Caliza con oolitos ferruginosos y fosfatados con abundantes valvas de grandes pectínidos.

Figura nº 42: Caliza con oolitos ferruginosos (Domeño; Valencia)

-0,60 m. Calizas con oolitos ferruginosos finamente estratificada, Se ha encontrado un ejemplar de Leioceras subcostasum Buck.

-14.80 m. Calizas bien estratificadas con frecuentes cancellophycus en la superficie de los estratos.

Figura nº 43: Superficie de estratificación bioturbada por Zoophycus (Peña Cortada; Calles).

-24 m. Calizas grises con nódulos de sílex.

-6.30 m. Calizas arcillosas, bien estratificadas, con nódulos de ferruginosos.

-1.20 m. Calizas grises con nódulos de sílex.

Figura nº 44: Calizas grises con nódulos de silex (Peña Cortada; Calles).

-3.70 m. Calizas rojas y grises de aspecto noduloso y lajoso.

-10,0 m. Ritmita de calizas gris oscura y calizas margosas con cancellophycus, belemnites y pectinidos y en la parte superior un nivel con Oppelia subradiata (Sow.).

Figura nº 45: Rostro de belemnites (Peña Cortada; Calles)

-2.5 m. Ritmita de calizas con nódulos de sílex y calizas de aspecto noduloso con cancellophycus, Se han encontrado: Oppelia subradiata (Sow.), Normannites y Rynchonella cuadriplicata (Zieten).

-63,0 m. Ritmitas de biopelmicritas con filamentos y calizas nodulosas arcillosas con abundantes fósiles de ammonites, braquiópodos, esponjas, etc…

A techo aparecen las margas grises lajosas de la Formación Margas de Sot de Chera y toda la serie del Jurásico Superior.

En la siguiente figura se puede ver las columnas litoestratigráficas de las series Jurásicas de Chelva y de Domeño:

Figura nº 46: Correlación de las columnas del Jurásico en Chelva y
Domeño (S. Fernández-López y J.J. Gómez, 1978)

En la zona de Chelva el Jurásico Inferior y Medio se divide en una serie de formaciones litoestratigráficas que se describan a continuación:

FORMACIÓN DOLOMIAS TABLEADAS DE IMON.

La Formación Imón en la Cordillera Ibérica está constituida básicamente por dolomías bien estratificadas, presenta una potencia que oscila entre 20 y 35 m, y consta de base a techo de los siguientes tramos:

i) Un tramo inferior constituido por una alternancia de lutitas de diversos colores, dolomías (dolmudstones) y carniolas (brechas), de 3 a 10 m de potencia. El conjunto de facies de este tramo se interpreta como depósitos de mud-flat carbonatado y evaporítico.

ii) Un tramo intermedio: con un espesor de 10 a 22 m está constituido por dolomías bien estratificadas. Las principales facies de este tramo son: dolmudstones-dolwackestones en estratos decimétricos y dolwackestones-dolpackstones, que localmente presentan estratificación cruzada y abundantes fantasmas de oolitos y peloides. Los depósitos oolíticos presentan ciclos de 1 a 2 m de potencia, con base erosiva y granodecrecientes, e interpretados como depósitos de canales mareales y ciclos métricos (de 2 a 5 m de potencia) estrato y granocrecientes tipo mud-shoal. El conjunto de facies de este tramo se interpreta como depósitos de lagoon relativamente restringido a depósitos de cinturón arenoso en el contexto de una plataforma carbonatada somera.

iii) Un tramo superior, de pocos metros a 18 m de espesor, constituido básicamente por dolmudstones tableados con abundantes pseudomorfos atribuidos a minerales evaporíticos y rellenos de cemento esparítico de calcita, y localmente intraclastos y domos estromatolíticos. Las facies de este tramo son interpretadas como depósitos de sabkha carbonatada.

Figura nº 47: Dolomias de la Formación Imón sobre las arcillas del Keuper (Chelva).

La intensa dolomitización de los materiales de la Formación Imón impide, en general, la observación y conservación de restos fósiles. Sin embargo se han descrito en el Miembro de Dolomías tableadas de La Figuera, en la serie de Alfara, los siguientes especímenes: Nodosaria ordinata TRIFONOVA, Trochammina jaunensis BRONNIMANN & PAGE, Agathammina austroalpina KRISTAN-TOLLMANN & TOLLMANN y en la serie de Serra d’Almos ha proporcionado Aulotortus friedli (KRISTAN-TOLLMANN) y también se han detectado fantasmas de Spirillina sp., Dentalina sp. y Agathammina sp.

En la base del Miembro de Alfara, en la serie de la Fontcalda, aparece un nivel con abundantes bivalvos y algunos gasterópodos no determinables. El Miembro de Dolomías tableadas de La Figuera en la serie de Alfara, ha proporcionado las siguientes especies: Nuculana cf. borsonii (STOPPANI), Neoschizodus reziae (STOPPANI), Pseudocorbula alpina (WINKLER,), Protocardia cf. rhaetica (MERIAN in E. LINTH) y Laternula cf. amicii (STPOPPANI). Goy y Márquez-Aliaga (1994, 1998) y Márquez-Aliaga y Martínez (1996) citan una asociación de bivalvos similar a la descrita, en el tramo superior de la Formación Imón en la localidad de Renales (Guadalajara).

En Chelva se han estudiado, palinológicamente, de 30 muestras procedentes de los tramos lutíticos de la base de la Formación Imón, pero todas han dado resultados negativos.

Según se puede ver en el mapa de isopacas de la Formación Imón ésta solo aparece en la mitad este de la Península Ibérica, hasta aproximadamente el meridiano 4º. Sin embargo, la Formación Imón penetra más hacia el oeste de la Península Ibérica que los de las dos de las transgresiones triásicas anteriores (Muschelkalk). Según el mapa de isopacas hay zonas más subsidentes o depocentos (algunos en funcionamiento desde el Keuper) y zonas menos subsidentes con dos altos relativos orientados perpendicularmente entre sí: uno de dirección NW.SE desde el norte de Castellón hasta Soria y el otro de dirección NNE-SSW desde el norte de Teruel hasta Albacete. La forma de las curvas de isopacas, con pendientes muy suaves y formas de redondeadas a elongadas, sugiere que la subsidencia termal fue el principal proceso tectónico que controló la sedimentación de la Formación Imón.

Figura nº 48: Mapa de isopacas de la Formación Imón (Noriense)

Los materiales de la plataforma carbonatada del Noriense superior ocupan un área muy extensa, y presentan una inclinación muy suave (160 cm/km) estando formadas por depósitos submareales e intermareales en su ciclo transgresivo, mientras que en el ciclo regresivo dominan los depósitos intermareales a supramareales. Además, el conjunto de todos estos depósitos presenta características de poca profundidad, menos de 10 m. La distribución de las facies permite deducir que hacia el mar abierto situado al este se desarrollaban depósitos de margen, con una clara comunicación con mar abierto. Hacia el este la distribución heterogénea de las facies grano-soportadas (depósitos submareales) y de las fango-soportadas (depósitos intermareales) y de baja energía permite establecer la presencia de posibles islas o bancos (Pratt y James, 1986). El conjunto de características sedimentológicas, conjuntamente con el contexto geotectónico (cuenca intra cratónica) y la baja tasa de subsidencia de estos materiales, permiten interpretar la plataforma carbonatada noriense de noreste de la Península Ibérica como una plataforma carbonatada epeírica.

Resumiendo, al final del Triásico, durante el Rethiense, en la parte oriental del Macizo o Microplaca Ibérica se desarrollaba una extensa plataforma somera, en la que se depositaron calizas y dolomías de la Formación Imón, en ambientes de llanura de marea y submareales someros, correspondientes. Esta plataforma comenzó a fragmentarse durante una etapa de tectónica extensional ocurrida durante el tránsito Triásico-Jurásico y relacionada con la apertura del Tethys occidental, este evento produjo una extensa discontinuidad sedimentaria, que en diversos sectores es una discordancia angular y erosiva. A continuación, y encima de esta discontinuidad, se encuentran dolomías masivas, evaporitas y brechas (Fms. Cortes de Tajuña y Lécera), correspondientes a depósitos en ambientes de sebja y llanuras de mareas.

Tras el deposito de esta Unidad y durante el Sinemuriense, la sedimentación tuvo lugar en una extensa Plataforma carbonatada en la que se depositaron las formaciones Carniolas de Cortes de Tajuña y Dolomias tableadas de Cuevas Labradas. El transito entre estas dos formaciones es, por lo general, gradual ya que se realiza mediante un cambio lateral de facies. Entorno al limite Sinemuriense-Pliensbachiense existe una discontinuidad sedimentaria ligada a un evento transgresivo que permite separar dos términos litológicos diferenciados (Parte Inferior y Parte Superior) dentro de la Formación Cuevas Labradas.

FORMACION CARNIOLAS DE CORTES DE TAJUÑA

Esta Unidad esta constituida por una alternancia de arcillas y dolomías que pasan en la vertical a calizas y dolomías masivas o mal estratificadas. Dentro de esta Unidad se diferencian dos miembros:

-Miembro de brechas margosas: un tramo, que no suele superar los 20 metros de grosor, poco competente respecto a la erosión, constituido por arcillas con intercalaciones calco-dolomíticas.

-Miembro de Carniolas, que está formado por calizas y dolomías, de aspecto masivo, con tonalidades rojizas o amarillentas, estratificadas en la parte superior. El espesor es muy variable, pudiendo alcanzar en superficie valores próximos a los 120 metros. El contenido fósil está compuesto por algunos escasos invertebrados, habiéndose citado la presencia de bivalvos y gasterópodos con mala conservación, que no permiten una datación fiable.

Figura nº 49: Aspecto en el campo de las carniolas de la formación Cortes de Tajuña
(Localidad: Chelva; Valencia)

En la base de la Formación Cortes de Tajuña se han obtenido asociaciones palinológicas con elementos típicos del Triásico Superior (Rhaetiense) y en la base del Miembro Carniolas asociaciones palinológicas propias del Hettangiense. En consecuencia, es probable que el límite entre los sistemas Triásico y Jurásico se sitúe en el interior de esta formación (Gómez et al., 2007).

FORMACIÓN CALIZAS Y DOLOMÍAS TABLEADAS DE CUEVAS LABRADAS:

Esta Unidad constituida por calizas y dolomías estratificadas en capas de espesor variable, consta de dos miembros: 1) Calizas y dolomías microcristalinas con aspecto tableado que dan un fuerte resalte y tienen un espesor de, al menos, 50 metros; 2) Dolomías, calizas y margas verdes, en capas de espesor desigual, que incluyen niveles de margas en la mitad superior del miembro. Terminan con una o más superficies ferruginizadas que incluyen ostreidos. El espesor estimado es próximo a los 45 metros. Su contenido fósil es escaso: en el miembro inferior los invertebrados son relativamente escasos y entre ellos se pueden destacar los braquiópodos que proceden de niveles situados en la base del miembro, encontrados en el área de Olmedillas (Sigüenza): Cuersithyris, Gibbirhynchia, Zeilleria (Cincta), Squamirhynchia, Tetrarhynchia y Lobothyris. A unos 30 metros por encima se localizan niveles de conchas fragmentadas de braquiópodos entre los que se han podido reconocer Spiriferina, Cuneirhynchia, Piarorhynchia y Squamirhynchia. Estas dos asociaciones son típicas del Sinemuriense superior-Pliensbachiense inferior y lo más probable es que la segunda corresponda al Pliensbachiense inferior. Los ammonoideos también son muy escasos: se han obtenido Radstockiceras en niveles situados entre las asociaciones de braquiópodos y Uptonia en los niveles superiores. En el miembro superior de la formación, los fósiles de invertebrados son todavía más escasos, habiendo sido citados Prodactylioceras y Aegoceras en áreas próximas de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica. Ambos géneros son característicos de los niveles más altos del Pliensbachiense inferior.

Figura nº 50: Tramo de dolomias carniolares masivas (Peña Cortada; Chelva).

La parte más alta de la Formación Cortes de Tajuña y la más baja de la Formación Cuevas Labradas está constituida por dolomías masivas oquerosas aparecen dispuestas en bancos potentes. Los espesores son muy variables desde algunas pocas decenas de metros a más de 100 metros. Las microfacies más frecuentes son de dolomicroesparitas y doloesparitas de colores rojizos. Es muy característica la presencia de una elevada porosidad, con huecos milimétricos a centimétricos, que ocasionalmente pueden ser decimétricos posiblemente debida a fenómenos de recristalización y disolución de las evaporitas que constituirían un 10% del total de la formación original.

Figura nº 51: Aspecto masivo de la Formación Carniolas de Cortes de Tajuña y posiblemente
de la parte basal de la Formación Cuevas Labradas en el Barranco de Alcotas (Chelva).

Las dolomías masivas oquerosas se depositaron en una llanura de mareas intermareales de clima árido, con alternancia de episodios de sedimentación en condiciones supramareales (sebja) con el depósito de evaporitas intercaladas entre un fango carbonatado, que posteriormente fueron diluidas por aguas meteóricas. El origen de la porosidad se produciría por el lavado de estos componentes más solubles bajo ambientes de depósito o diagenéticos tempranos, en combinación con los procesos de dolomitización. Esta dolomitización tendría lugar en ambientes supramareales debido a la acción de fluidos dolomitizantes primarios, tal y como se observa en diversas llanuras de mareas en la actualidad.

Figura 6. Reconstrucción paleoambiental que muestra la evolución del ambiente de sedimentación durante el Rethiense terminal-Hettangiense. El estadio 1 refleja la situación paleoambiental durante la sedimentación de los términos inferiores de las Fms. Cortes de Tajuña y Lécera, mostrando condiciones de sedimentación muy somera con predominio de sebjas (plataforma supramareal), donde se depositaron facies evaporíticas. El estadio 2 muestra la situación paleoambiental durante la sedimentación de la parte media-alta de la Fm. Cortes de Tajuña. En esta última reconstrucción se observa que en la plataforma aumenta la lámina de agua lo que condiciona la aparición de facies más marinas. La actuación de fallas extensivas, principalmente la del río Martín, condiciona la subsidencia y controla los espesores depositados principalmente al final del Rethiense e inicio del Hettangiense. (Tomada de A.P. Bordonaba y M. Aurell 2002).

Estas tres Formaciones: Imón, Cortes de Tajuña y Cuevas Labradas se agrupan en el Grupo Renales.

FORMACION MARGAS GRISES DE CERRO DEL PEZ (GOY, GÓMEZ Y YEBENES, 1979)

En contacto neto con la Unidad infrayacente mediante un hard ground con diplocraterium se sitúa una Unidad margosa con un espesor de 6 a 10 metros, está formada por margas grises a verdosas con calizas margosas (mudstone) blanquecinas que son más frecuentes hacia la parte inferior y superior de la Formación. La macrofauna de braquiópodos (Plesiothyris, Lobothyris, etc,,,) y cefalópodos (Protogrammoceras, Ficiniceras y Amaltheus) junto a crinoideos, equinodermos, lamelibranquios y ofiuroideos es muy abundante. La microfauna contiene Frondicularia, Epistomina y Glomospira. Su edad abarca desde Pliensbachiense Inferior (Zona Davoei p.p.) al Pliensbachiense Superior (Zona Margaritatus p.p.)

La sedimentación de esta unidad se ha llevado a cabo en una plataforma de baja energía situada por debajo del nivel de base del oleaje, aunque afectada local y ocasionalmente por las tempestades. Los fondos se encontraban colonizados por organismos bentónicos de salinidad normal y la plataforma estaba suficientemente comunicada con el mar abierto como para permitir la entrada frecuente de conchas de ammonites.

Esta Unidad marca el Inicio del Grupo Ablanquejo formado por las Formaciones Cerro del Pez, Barahona, Turmiel y Casinos.

Figura nº 52: El Jurásico Medio de la Cordillera Ibérica.

FORMACIÓN CALIZAS BIOCLÁSTICAS DE BARAHONA (GOY, GÓMEZ Y YEBENES, 1979):

Se ha definido como una unidad de 10 a 20 metros de grosor formada por calizas bioclásticas (biomicritas) grises y pardas de aspecto noduloso en estratos finos a medios (5-30 cm) con intercalaciones de margas y margocalizas grises menos potentes que en la parte superior donde se localiza una costra ferruginosa.

Entre una macrofauna en la que predominan los ostreidos del género Gryphaea junto a los lamelibranquios y los crinoideos se han encontrado ammonites (Amaltheus margaritatus, Fuciniceras, Arieticeras, Pleuroceras,…) que indican una edad que abarcaría del Pliensbachiense Superior (Zona Margaritatus p.p.) - Toarciense Inferior (Zona Tenuicostatum p.p.). El límite superior, en particular, es notablemente heterócrono, existiendo localidades donde la Formación abarca exclusivamente Pliensbachiense Superior. Entre la microfauna se han encontrado Dentalina, Frondicularia y Lingulina.

El medio sedimentario corresponde a una plataforma carbonatada submareal bien oxigenada con abundante fauna bentónica.

La sedimentación se ha llevado a cabo en ambientes submareales de una plataforma de carbonatada de escasa profundidad situada por debajo del nivel de base del oleaje, pero afectada por la acción de las tempestades, y ocasionalmente con ambientes de playa. en la que vivían organismos bentónicos de salinidad normal,

En el Sector Levantino de la Cordillera Ibérica esta formación se apoya directamente sobre la Formación Cuevas Labradas. En Chelva presenta un espesor de 32 metros y está formada por calizas bioclásticas, lumaquélicas y biocalcareníticas con abundantes nódulos de sílex.

Figura nº 53: Contacto de la Formación Calizas de Barahona con la Formación Alternancia de calizas y margas de Turmiel

FORMACION ALTERNNAIA DE MARGAS Y CALIZAS DE TURMIEL (GOY, GÓMEZ Y YEBENES, 1979):

Figura nº 54: Margas de Turmiel.

Esta Unidad está constituida fundamentalmente por margas grises con intercalaciones de calizas mudstone en capas medias a finas con los planos de estratificación ondulados y de margocalizas nodulosas. La bioturbación es abundante.

En su sección tipo de 40 a 50 metros de grosor, se divide en 5 miembros (de muro a techo): 1) Margas y calizas margosas, 2) Calizas amarillentas y margas verdosas, 3) Margas rosas, 4) Alternancia rítmica de margas y Calizas y 5) Margas y margocalizas.

La sedimentación corresponde a un ambiente de plataforma externa de baja energía, por debajo del nivel de las olas, con niveles de tempestitas que alcanzan una extensión lateral que puede superar varias decenas de kilómetros de extensión. Los fondos generalmente oxigenados y con salinidad normal en los que vivía una comunidad bentónica abundante y diversificada.

En Chelva la Formación consta de 20 metros de una alternancia de calizas y margas que corresponderían a los dos miembros superiores del corte tipo.

Su edad abarca desde el Pliensbachiense Superior (Zona Spinatum) al Aaleniense Inferior (Zona Opalinum). En Alcublas se ha recolectado Hildoceras cf semicostata BUCK que indican una edad Toarciense inferior.

FORMACION CALIZAS NODULOSAS DE CASINOS (GÓMEZ ET AL, 2003):

Está compuesta por calizas mudstone a wackestone, que pueden llevar intercalaciones de calizas margosas o margas poco espesas. Se disponen en capas de 10 a 30 cm, en las que confieren un aspecto noduloso. Hacia la parte superior, la formación puede contener una o varias superficies ferruginosas y/o fosfáticas, superficies perforadas, niveles de removilización, fósiles fosfáticos, niveles de wackestone a packstone con oolitos ferruginosos y/o fosfáticos, así como indicaciones de emersión como la karstificación. En su sección tipo la formación tiene 40 metros de espesor, pero puede variar desde 5 a 40 metros. La formación contiene abundantes cefalopodos (ammonites y belemnites).

A techo presenta un hard-ground con abundantes valvas de pectínidos compuesto por una costra ferruginosa y sobre ella una capa de oolitos ferruginosos que constituye un buen nivel guía del Jurasico.

El contenido macrofaunistico (ostreidos, crinoideos, gasterópodos, algas y serpulidos) es elevado habiéndose encontrado Hildoceras cf semicostata y Terebratula cf wittnichi que indican una edad Toarciense medio-superior. En lamina delgada se han reconocido Lenculina, Vidalina, Dentalina, etc… . Edad: Toarciense superior (p. p.) a Aaleniense (p. p.).

El medio sedimentario correspondería a a una plataforma marina externa somera con una intensa producción de fangos micríticos.

Figura nº 55: Aspecto de la Formación Calizas nodulosas de Casinos.

Sobre esta Unidad se sitúa el Grupo Chelva caracterizado por presentar a muro y techo sondeo hiatos sedimentarios marcado por niveles de oolitos ferruginosos y compuesto por las formaciones El Pedregal, Moscardón, Domeño y Arroyofrio.

FORMACION CALIZAS DE EL PEDREGAL (GÓMEZ Y FERNÁNDEZ-LÓPEZ, 2004):

Unidad constituida por calizas de microfilamentos en estratos planos de 10 a 50 cm de grosor con interestratos margosos con frecuentes nódulos de sílex y oolitos ferruginosos hacia la base de la Unidad. Se reconocen estructuras sedimentarias como laminación cruzada planar y de surco, laminación de ripples y son frecuentes cuerpos con morfología de barra Aparecen intercalaciones de materiales volcánicos formando montículos y también bioconstrucciones de esponjas. Son frecuentes las bioturbaciones de los tipos thalassinoides y zoophycus. La unidad presenta un espesor de 150 metros (Casinos).

El medio sedimentario correspondería a una plataforma marina externa somera de salinidad normal con una etapa de profundización en su parte superior.

La macrofauna (ammonites, belemnites, bivalvos, equinodermos, serpulidos, gasterópodos, briozoos, esponjas y algas) es abundante indicando una edad comprendida entre el Bajociense superior y el Bathoniense inferior.

Figura nº 56: Calizas grises en estratos gruesos con niveles de nódulos de sílex.
(Localidad: Alcublas; Valencia).

FORMACIÓN CALIZAS BIOCLÁSTICAS DE MOSCARDON (GÓMEZ Y FERNÁNDEZ.LÓPEZ, 2004)

Esta Unidad, limitada a muro y techo por sendas discontinuidades estratigráficas, está constituida por calizas bioclásticas con crinoides y oolitos dispuestos en capas gruesas a muy gruesas (1-3 m) con estratificación discontinua. Contienen nódulos de sílex y bioturbaciones (zoophycus y thalassinoides) y laminaciones cruzadas planares y en surco, de ripples y barras. En el Sector Levantino de la Cordillera Ibérica la Unidad esta formada por unos pocos metros de calizas con oolitos u oncolitos desapareciendo hacia el Este.

El medio sedimentario corresponde a una plataforma de carbonatos muy somera de aguas claras y salinidad normal.

Los macrofósiles son abundantes (equinodermos, esponjas, briozoos, bivalvos, serpúlidos, cefalópodos y gasterópodos) indicando una edad comprendida entre el Bathoniense inferior y el Bajociense superior.

FORMACION CALIZAS DE DOMEÑO (GÓMEZ Y FERNÁNDEZ-LÓPEZ, 2004):

Esta Unidad de 45 metros de espesor en Domeño, pero con variaciones entre 0 y 100 metros, está constituida por calizas de microfilamentos con intercalaciones de margocalizas y margas calcáreas, bien estratificadas. Contiene montículos volcánicos. Localmente aparecen nódulos de sílex y son frecuentes las bioturbaciones (zoophycus y thalassinoides).

Son frecuentes los macrofósiles de invertebrados y su edad esta comprendida entre el Bathoniense inferior y el Bathoniense medio. El medio de deposición correspondería a una plataforma marina externa de salinidad normal.

Estas tres formaciones (Calizas del Pedregal, Calizas bioclásticas de Moscardón y Calizas de Domeño) estaban agrupadas en la Formación Carbonatada de Chelva, hoy ascendida al rango de Grupo. que comprendía el conjunto carbonatado que se desarrollaba entre los dos niveles de oolitos ferruginosos, el situado a techo de la Formación Calizas nódulosas de Casinos y el situado a techo de las Calizas de Domeño.

En la siguiente figura se puede ver la columna litoestratigrafica del Jurásico levantada por el IGME en el Pico del Remedio (Chelva):

Figura nº 57: Columna del Jurásico de Chelva.

Figura nº 58: Sondeo STC.

Esta columna puede ser completada con la obtenida en el sondeo de investigación hidrogeológica a testigo continuo del Barranco de la Fuente de Mariano (Domeño) que alcanzo los 504,20 metros de profundidad, en el que se ha atravesado la siguiente serie litológica del Dogger (Grupo Chelva):

De muro a techo:

-FORMACION CALIZAS Y DOLOMIAS TABLEADAS DE CUEVAS LABRADAS:

Con un espesor perforado de 153,5 metros esta constituida por calizas micriticas de colores grises y beiges en estratos de 0,20 a 1,00 metros de grosor con intercalaciones de margas beiges. Edad: Pliensbachiense.

-FORMACIÓN MARGAS GRISES DE CERRO PEZ:

De 19,1 m de espesor esta unidad litoestratigráfica constituida por caliza micrítica gris con láminas, bandeados y niveles centimétricos de margas con un nivel karstificado a techo. Edad Pliensbachiense.

-FORMACIÓN CALIZAS BIOCLÁSTICAS DE BARAHONA:

De 13,0 metros de espesor esta Unidad está formada por calizas esparíticas en estratos de 10 a 60 cm con algunos niveles muy fosilíferos, llevan intercalaciones de niveles centimétricos de margas. Caliza bioclástica algo recristalizada (grainstone). Se han reconocido abundantes equinodermos junto a la siguiente microfauna: Frondicularia sp y Lingulina sp. Edad probable Lías Medio-Superior.

-FORMACIÓN ALTERNANCIA DE CALIZAS Y MARGAS DE TURMIEL:

Con un grosor de 19,1 m está constituida por una alternancia de calizas micríticas fosilíferas (biomicrita wackstone) con algunos granos de pirita oxidada y con algunas partes recristalizadas de color gris oscuro y niveles de margas negras en estratos de 10 a 50 cm muy fosilíferas. Contienen abundante macrofauna fósil de equinodermos, crinoideos, gasterópodos y bivalvos. Se ha reconocido la siguiente microfauna: Lenticulina sp, Epistomina sp y Frondicularia sp.

-FORMACIÓN CALIZAS NODULOSAS DE CASINOS.

Unidad con un grosor de 31.15 m constituida por 11,75 metros de caliza micrítica gris con abundantes fósiles. Se trata de una biomicrita con alta diagénesis que contiene numerosos restos fósiles piritizados, fragmentos de equinodermos, artejos de crinoides y secciones de ostrácodos. Se ha determinado la siguiente microfauna: Goblochaete cf. Spiniosa, Rotaliina y Lagenina. La edad seria Toarciense. Por encima aparece un tramo de 19.40 metros de caliza micrítica gris en estratos de 10 a 60 cm con intercalaciones centimétricas de margas. Puntualmente hay niveles con fragmentos de fósiles en la parte superior aparece caliza micrítica gris con abundantes pellets con niveles centimétricos de margas. Esta caliza esta karstificada y fracturada.

0,45 m. Capa de oolitos ferruginosos de la base del Dogger (Aaleniense), que marca el inicio del Grupo Chelva.

-FORMACIÓN EL PEDREGAL.

Formada por 40,3 metros de caliza micrítica gris con pocos fósiles. Filones de calcita y evidencias de disolución en juntas estilolíticas y planos de estratificación. Por encima calizas micriticas grises con interestratos margosos y belemnites. A techo nivel de dolomía gris oscura y calizas micriticas grises karstificadas, con nódulos ferruginosos y geodas. La edad de la Formación seria Bajociense.

-FORMACIÓN MOSCARDÓN:

Con un espesor de 30.60 metros está constituida en la base por 11,30 metros de caliza micrítica de color gris claro en estratos de 0,30 a 1 mts con nódulos esparíticos dispersos y frecuentes fósiles de braquiópodos y sin fósiles en la parte superior del tramo. A techo de la Formación 14.3 metros de calizas micríticas grises claras en estratos de 20 a 60 cm con muchos fósiles de belemnites, braquiópodos, y artejos de crinoideos. La edad de esta formación seria Bajociense mas alto.

-FORMACIÓN DOMEÑO:

Unidad con un espesor toral de 52,1 metros, formada por 12,70 metros de caliza micrítica gris clara en estratos de 10 a 40 cm con frecuentes niveles centimétricos de margas y caliza micrítica gris en estratos de 20 a 60 cm con algún interestrato margoso con fósiles de belemnites y braquiópodos. Encima aparecen calizas micríticas gris muy fosilíferas con abundantes nódulos ferruginosos. Se trata de una biopelmicrita (caliza de filamentos) con numerosos fragmentos de equinodermos, artejos de crinoides y secciones de pequeños bivalvos y ostreidos, además de pellets, gasterópodos, ostrácodos y melobesias. Se han determinado los siguientes foraminíferos: Globochaete cf. Spinulosa, Nautiloculina, Lenticulina, Astacolus, Lobatula, Rotaiina, Miliolina y Valvulinidos que indican una edad Bathoniense-Calloviense. Después de un nivel de caliza micrítica de color gris claro en estratos de 30 a 60 cm con pequeñas geodas y nódulos de pirita y fragmentos de fósiles, se localiza una caliza micrítica gris clara con fósiles de belemnites y braquiópodos presenta intercalaciones de niveles centimétricos de margas. Se trata de una bioespárita (caliza de filamentos) con alto grado de diagénesis contiene fragmentos de caparazones de equinodermos y pequeños bivalvos y la siguiente microfauna: Stomoisphaera sp, Lobatuta sp, Nautiloculina sp así como Rotalinas muy diagenizadas que indican la misma edad Bathoniense.

Figura nº 59: Microfotografía (x20 aumentos) de las calizas con nódulos de sílex encontradas
en la zona del Mirador de Alcotas (Acueducto de Peña Cortada)

-NIVEL DE OOLITOS FERRUGINOSOS DE ARROYOFRÍO:

Caliza gris rosáceo de grano grueso en estratos de 20 a 40 cm con belemnites y pátinas rojas. Encima un nivel métrico de oolitos ferruginosos con abundantes fósiles de ammonites y belemnites, Su espesor varía de 0,5 a 2,90 metros. Esta Unidad constituye un excelente nivel guía que marca el final del Jurásico Medio (Dogger) y del Grupo Chelva. Su edad abarca desde el Bathoniense al Oxfordiense.

Figura nº 60: Nivel de oolitos ferruginosos de Arroyofrio (Domeño; Valencia)

Por encima se sitúa la Formación Calizas con Esponjas de Yátova del Oxfordiense de la que se perforaron 43 metros de calizas micriticas grises y beiges de 20 a 60 cmts de grosor con delgadas intercalaciones de margas. Se ha encontrado la siguiente microfauna: Soccocoma, Globochaete alpina, Protoglobigerina oxfordiana, Lenticulina Sp, Frombicularia sp, Ammodiscus sp y texruláridos.

En la siguiente figura se puede ver esta columna litoestratigrafica:

Figura nº 61: Columna del sondeo STC del Barranco de la Fuente
de Mariano (Domeño; Valencia).

TECTONICA.

La zona estudiada se encuentra en el Sector Levantino de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica, cordillera que corresponde (L. Liesa et al, 2018) a una cadena intraplaca formada durante el Paleógeno-Mioceno inferior a partir de la inversión sufrida por la Cuenca Ibérica extensional mesozoica debido a las compresiones transmitidas desde los márgenes de placa activos (Pirineos y Béticas): una de NE a NNE durante el Eoceno medio– Oligoceno superior y otra del SE al SSE durante el Mioceno inferior.

Figura nº 62: Esquema de la Cordillera Ibérica con la ubicación del Sector Levantino (SL).

Al contrario que otras cadenas adyacentes, en la Cadena Ibérica se produjo a favor de una densa red de fracturas de desgarre, una importante subsidencia diferencial a lo largo de varias etapas de rifting y generándose una importante acumulación sedimentaria que propicio la formación de la Cuenca Ibérica, cuenca que sufrió una inversión durante la etapa de acortamiento cenozoico con la formación de grandes estructuras de dirección NW-SE. En la siguiente imagen se puede ver un perfil de las Cuencas Ibérica y del Ebro durante el Retiense (208 m.a.) y como el Triásico se va amoldando a un zócalo muy accidentado a causa de la existencia de zonas con subsidencias tectónicas muy diferentes:

La Cordillera Ibérica esta considerada como un aulacógeno o rift abortado en el que se sucedieron 4 etapas (ver gráfico de la siguiente figura) que condicionaron la evolución de la cuenca durante el Mesozoico. La segunda etapa es claramente postrift, de predominante subsidencia térmica, se extendió durante el Jurásico Inferior-Medio (Sinemuriense – Oxfordiense) y se caracterizo por una sedimentación carbonatada organizada en secuencias separadas por discontinuidades regionales, la ultima de las cuales marco una interrupción en la sedimentación al final del Calloviense y es la que describiremos. En la siguiente figura se puede ver loa distintos megaciclos sedimentarios (1, 2, 3 y 4) y los estadios de la evolución tectónica de la Cordillera Ibérica (Salas et al. 2001) junto a la columna estratigráfica sintética del Mesozoico (Mas et al 2002):

Figura nº 63:Etapas de formación de la Cordillera Ibérica.

La formación de la Cadena comenzó en el Pérmico Inferior coincidiendo con el colapso gravitacional del Orógeno Varisco y la compartimentación del mismo a favor de un sistema de fracturas de desgarre conjugadas (NW-SE y NE-SW). El levantamiento continuo en el Pérmico Medio y Superior como consecuencia de la fragmentación del supercontinente Pangea con la apertura del Océano Atlántico y la expansión del Tethys, junto a la apertura del Golfo de Vizcaya y el giro en sentido levógiro de la Península Ibérica. La convergencia de las placas Europea, Ibérica y Africana producen esfuerzos compresivos que se traducen en una estructuración de la Cadena según una dirección tectónica NW-SE o Ibérica.

En el Anisiense (Triásico Medio) se inició, en la Cuenca Ibérica, la fase terminal de rifting que se prolongó hasta casi finales del Triásico Superior. Se produjo un aumento del área de sedimentación por el hundimiento de los flancos del rift. Esta fase final se vio afectada por el inicio de la subsidencia térmica aún bajo el control tectónico de las fallas principales. En la mitad oriental de la placa ibérica, y debido a la transgresión marina hacia el oeste del Tethys, se produjo una sucesión de depósitos carbonatados, en facies de Muschelkalk, que se prolongó hasta finales del Triásico Medio, cuando un evento regresivo generalizado y prolongado permitió la deposición de facies de Keuper. Este evento se extendió hasta el inicio de la etapa de posrift al final del Triásico, cuando la dinámica de la cuenca comenzó a ser controlada por la subsidencia térmica (J. López-Gómez at al 2019).

El Keuper en la Provincia de Valencia aflora a lo largo de corredores triásicos de origen tectónico o “grabens” limitados por fallas (Valle de Ayora, Canal de Navarres, Anticlinal de Bugarra, etc….) o en afloramientos asociados a grandes estructuras tectónicas ibéricas (Titaguas – Chelva – Losa del Obispo). También aparece en afloramientos dispersos tapados por depósitos cenozoicos en las Comarcas de La Hoya de Buñol, Campo del Turia y la Ribera Alta principalmente.

Generalmente, dentro de estas estructuras, el Keuper se presenta muy deformado de manera que, salvó en el Valle de Ayora, es muy difícil diferenciar las distantes formaciones que lo componen. Normalmente se presenta con pliegues muy apretados en parte de origen tectónico y en parte de origen diapírico y muchas veces llega a estar invertido complicando mucho su estudio.

En la siguiente imagen se puede ver un pliegue antiformal muy apretado, desarrollado en una alternancia de arcillas grises y rojizas y yesos laminados (K1?) en Manuel.

Figura nº 64; Pliegue antiformal en arcillas con yesos (Manuel; Valencia)

DESCRIPCION GEOLOGICA DEL RECORRIDO.

Para aprovechar el agua en una zona como esta de topografía tan complicada, los romanos tuvieron que salvar dos accidentes geográficos muy importantes: La Rambla de Alcotas y El Barranco de la Cueva del Gato para lo que construyeron dos importantes infraestructuras hidráulicas elevadas (acueductos) de los que solo el ultimo se conserva mas o menos completo. Debido al estado de deterioro de la infraestructura en general y con el objeto de comprender la importancia y complejidad de esta obra voy a describir una infraestructura de características similares que se conserva en muy buen estado en la cercana Tarragona: El Acueducto de Tarraco (Puente del Diablo). Esta obra hidráulica es, junto al Acueducto de Segovia, de las más espectaculares de España. Esta infraestructura estaba destinada al abastecimiento de agua a la importante ciudad romana de Tarraco y fue construida en el siglo I d.C con reformas en tiempos de los árabes (Abderraman III) y posteriormente en el siglo XVII-XVIII. En la actualidad el monumento presenta un explendido aspecto:

Figura nº 65: Acueducto del Puente del Diablo (Tarragona)

Para abastecer de agua a Tarraco los romanos captaron el agua en el Rio Gaya a 10 kilómetros al Este de la ciudad desde donde las aguas fueron conducidas por las montañas y el Valle de Francolí, mediante trincheras y tramos en galerías de mampostería y cemento, hasta llegar al Barranco de Los Arcos donde los ingenieros romanos tuvieron que diseñar un acueducto que les permitiera franquearlo. En la siguiente imagen se representa una obra de construcción de un acueducto en tiempo de los romanos:

Figura nº 66: Obras de construcción de un acueducto romano.

El Acueducto del Puente del Diablo tiene una longitud de 217 metros con una altura máxima de 27 metros y está formado por dos hileras de arcos de medio punto de 5,90 metros de luz superpuestos (11 arcos en el primer piso y 25 arcos en el segundo) realizados en piedra sin ningún tipo de argamasa (opus cuadrata) sustentándose gracias al peso de los propios bloques de piedra.

Figura nº 67: Croquis del Acueducto del Puente del Diablo (Tarragona)

Por la parte superior de la segunda fila de arcos discurre un canal realizado con cemento (opus cementicium) impermeable al agua tal como se puede apreciar en la fotografía de la siguiente figura

Figura nº 68: Canal que culmina el Acueducto del Puente del Diablo (Tarragona)

RECORRIDO POR EL ACUEDUCTO DE PEÑA CORTADA (VALENCIA).

El Acueducto de Peña Cortada (Tuejar- Chelva- Calles) se inicia aguas abajo del Azud de Tuejar en el Paraje de El Molinar a una cota de 560 msnm, en un recodo del Rio Tuejar donde aprovechando una antigua terraza fluvial formada por conglomerados calcáreos cuaternarios consolidados y cementados se apoya una pequeña represa (saeptum) de pantalla vertical que deriva las aguas hacia un canal (specus).

Figura nº 69: Represa romana transversal al Río Tuejar (Tuejar; Valencia)

En la siguiente imagen se puede ver como la presa aprovecha como apoyo el nivel de conglomerados calcáreos consolidados que constituyen una antigua terraza del rio Tuejar.

Figura nº 70: La presa romana apoyándose sobre un nivel de conglomerados. (Tuejar)

El canal del acueducto comienza excavado en la roca dura que forman los conglomerados calcáreos consolidados de una antigua terraza fluvial, tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía:

Figura nº 71: inicio del canal del Acueducto de Peña Cortada (Tuejar; Valencia).

Tras esta excavación terrenos conpactos el canal continua agua abajo por el cauce del Rio Tuejar por medio de una acequia de mampostería (actualmente casi perdida) que discurre cauce abajo sobre depósitos cuaternarios no consolidados y las margas triásicas:

Figura nº 72: Tramo de inicio del Canal del Acueducto de Peña Cortada (Tuejar).

Posteriormente el acueducto se dirige hacia Chelva y desde allí a Calles, donde comienza la parte mas espectacular y turística del mismo, circulando por terrenos cuaternarios y triásicos generalmente de naturaleza blanda que ocasionan frecuentes problemas geotécnicos:

Figura nº 73: Canal moderno excavado en un talud de Keuper.

Durante su recorrido el acueducto tiene que salvar gran cantidad de pequeños barrancos mediante canales elevados con una gran parecido al canal que corona el Puente del Diablo de Tarragona (figura nº ) tal como el que se ve en la siguiente fotografía situado en Chelva:

Figura nº 74: tramo del acueducto en Chelva.

Antes de alcanzar Peña Cortada el acueducto tiene que salvar los 70 metros de anchura del Barranco de Alcotas lo que realizaba por medio de un Acueducto muy deteriorado del que solo quedan en pie tres pilares y un arco de gruesos sillares construidos con grandes bloques de piedra mediante la técnica de opus cuadratum con una técnica muy similar a los del Acueducto del Puente del Diablo de Tarragona, solo que en este caso, y dada la poca profundidad de la rambla, el acueducto debe de tener una solo fila de arcos:

Figura nº 75; Acueducto de la Rambla de Alcotas (Chelva; Valencia)

El acceso a esta zona mas agreste y turística se realiza desde el aparcamiento de Peña Cortada en la Rambla de Alcotas ldonde se inicia un pequeño repecho en el que se localizaría el contacto entre el Keuper y el Jurásico que no llega a verse por encontrarse tapado. Este contacto se puede ver lateralmente donde se observa como sobre las margas triásicas se disponen las dolomías tableadas de la Formación Imón que también se observa con mucha claridad en el desvió de Ahillas, donde se trata de un contacto neto y brusco.

Figura nº 76: Contacto entre las margas del Keuper y las dolomias de la Formación Imón
(Chelva; Valencia).

Las dolomías de la Formación Imón en Chelva se organizan en estratos gruesos con delgados interestratos margosos grises. Los planos de estratificación se presentan ondulados y a veces bioturbados.

Figura nº 77: dolomias en bancos gruesos con interestratos de margas
grises. Aparcamiento de Peña Cortada en la Rambla de Alcotas.

En algunos bancos se distinguen laminaciones cruzadas en surco y de migración de ripples.

La parte mas espectacular y mejor conservada de la infraestructura hidráulica es el Tramo de acueducto que permite cruzar el Barranco del Gato un angosto cauce de 30 metros de profundidad y 35 metros de anchura que es salvado mediante una obra de tres gruesos pilares rematados por arcos de medio punto sobre los que se situaba el canal

Figura nº 78: Acueducto del bco del Gato (Chelva).

En el Barranco del Gato se produce el contacto entre la Formación Imón y la Formación Cortes de Tajuña que viene marcado por un cambio en el grosor de la estratificación siendo masiva en esta última unidad. Para salvar este tramo o crestón de dolomias masivas los romanos excavaron un profundo tajo (de ahí el nombre de Peña Cortada) y un túnel en su parte final constituyendo la parte más espectacular del acueducto.

Figura nº 79: Tajo de Peña Cortada.

Después de atravesado el crestón dolomítico principal el canal continua atravesando dolomias masivas de las Formaciones Cortes de Tajuña y Cuevas Labradas mediente una sucesión de túneles:

Figura nº 80: Túnel excavado en dolomías.

El mas largo de estos túneles dispone de aberturas laterales al barranco de la Rambla de Alcotas:

Figura nº 81: Apertura al barranco en el túnel de Peña Cortada.

Después de atravesar el tramo mas angosto del recorrido el acueducto esta formado por un canal, de anchura y profundidad métrica, excavado en la roca dolomítica salvo en aquellas zonas abiertas donde de construyeron diques de mamposteria.

Figura nº 82: Canal del acueducto excavado en las dolomias (carniolas) masivas de la
Formación Cortes de Tajuña. Al fondo se puede ver el tajo de Peña Cortada.

Según se avanza por el acueducto los túneles se van haciendo mas esporádicos y solo para atravesar bancos dolomiticos de poco grosor:

Figura nº 83 Pequeño túnel excavado en un tramo de dolomías con estratificación gruesa (Calles)

Hacia la parte final de la parte visible del acueducto el canal se encuentra colmatado por materiales procedentes de los cada vez mas abundantes tramos margosos.

APORTACIONES A LA GEOLOGIA DE LA ZONA:

La cartografía geológica de la zona por la que discurre el acueducto (Hoja nº 666 CHELVA del MAGNA) tiene algunas imprecisiones que expondré a continuación. En el Valle del Rio Tuejar (Chelva) en la zona de la Playeta, bajo una cobertera discordante de travertinos cuaternarios, afloran con bastante extensión las margas rojas con yesos del Keuper que no figuran en la cartografía oficial del MAGNA. pese a su gran extension superficial.

Figura nº 84: Extenso afloramiento de Margas con yesos en Facies Keuper en el Rio Tuejar
(Chelva; Valencia).

Por otra parte la Sierra de La Torre de Castro por la que discurre mediante túneles y excavaciones en roca el acueducto romano figura cartografiada como un extenso afloramiento de Jurásico Inferior (Formaciones Imon, Cortes de Tajuña, Cuevas Labradas y Barahona) sin embargo a partir del Barranco del Mirador aparecen claramente rocas del Jurásico Medio que pueden atribuirse a la Formación Carbonatada de Chelva en base a su litología compuesta de calizas cristalinas grises con nódulos de sílex y a la presencia de niveles con cancellophycus y belemnites, así como de fauna (Bivalvos) silidificada.

Figura nº 85: Collaje fotográfico de los terrenos atribuidos al Dogger en Peña Cortada
(Chelva): Foto1)- calizas grises de grano fino con nódulos de sílex, Foto 2) Rostro de
Belemnites, Foto 3): Fósiles de bivalvos silidifocados, Foto 4) Superficie de
estratificación bioturbada por Cancelofycus.

Debido a la mala calidad de los afloramientos no es posible discernir a que formación de las que componen en Grupo Chelva pertenecen estos terrenos, para ello será necesario volver a la zona y hacer un estudio específico para ver si se pueden encontrar fósiles clasificables, especialmente ammonites.

Ademas de la Ruta del Acueducto en la zona también se puede visitar el Pico del Remedio desde el que se contemplan una vistas de toda la zona:

Figura nº 86: Vista desde el Pico del Remedio (Chelva). Se observa el crestón de carbonatos
masivos que corresponden con las dolomias del Lías (Formación Cortes de Tajuña).

Otra zona interesante es la Playeta en el Rio Tuejar en Chelva donde se puede ver el Muschelkalk verticalizado:

Figura nº 87: La Playeta de Chelva en el Rio Tuejar.

BIBLIOGRAFIA:

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A. Pérez-López, N. Solé de Porta y F. Orti (1996) Facies carbonato-evaporíticas del Trías Superior y transito al Lías en el Levante Español: nuevas precisiones estratigráficas.

José López-Gómez (1985). Sedimentología y estratigrafía de los materiales pérmicos y triásicos del sector SE de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica entre Cueva del Hierro y Chelva (Provincia de Cuenca y Valencia).

J. López Gómez y A. Arche Millares (1992). Unidades litoestratigráficas del Pérmico y del Triásico Inferior y Medio en el Sector SE de la Cordillera Ibérica

Juan J. Gómez (1979). El Jurásico en Facies carbonatada del sector levantino de la Cordillera Ibérica.

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