LA PLAYA DE PEÑARRUBIA (GIJON)

Logo: José Manuel Montes (jurasicoastur.blogspot.com.es)

LA PLAYA DE PEÑARRUBIA: EL JURASICO DE GIJÓN

A la mayoría de los geólogos, las piedras, más concretamente los minerales y los fósiles, nos llamaron la atención desde siempre. No recuerdo como empezó esta afición, convertida después en pasión y finalmente en profesión, pero si recuerdo el lugar y ese sitio fue la Playa de Peñarrubia en Gijón (Asturias). 

 Figura nº 1: La Playa de Peñarrubia en Gijón (Foto de Google)

SITUACION GEOGRAFICA:

La Playa de Peñarrubia se localiza a dos kilómetros al Este del centro urbano de Gijón, se trata de un "pedreru" con una playa de arena y gravas, situada al pie de un acantilado vertical de 70 metros de altura. A la playa se accede desde la ciudad de Gijón por la carretera de la Providencia. Antes de llegar a la Ermita de la Providencia hay que  tomar el desvío que, señalizado, conduce al Restaurante Peñarrubia. Antes de llegar al restaurante hay un aparcamiento público donde hay que dejar el coche y desde este punto por un camino empinado pero acondicionado se desciende hasta la playa. También se puede acceder a la playa dando un rodeo desde El Rinconín por la senda de El Cervigón. 

La playa, como la mayoría de las playas cantábricas, tiene la forma típica de una concha y esta limitada al Oeste por El Rinconín (Punta Rosario Acuña) y al Este por El Cabo de San Lorenzo. La playa tiene una longitud de 1.800 metros que cuando sube la marea queda reducida a  250 metros.

 Figura nº 2: Mapa geográfico de la Playa de Peñarrubia (tomada del SigPac).

 Figura nº 3: Ortofoto de la Playa de Peñarrubia (tomada del SIGPAC)

GEOLOGIA DE LA ZONA: 

Dentro del Principado de Asturias, los afloramientos más espectaculares y mejor conservados de rocas jurásicas se extienden de forma prácticamente continua a lo largo de una estrecha franja litoral comprendida entre el Cabo Torres, en Gijón, y la Playa de Arra, situada a unos dos kilómetros al Este de Ribadesella. Los municipios implicados en este sector costero son, de Oeste a Este, Gijón, Villaviciosa, Colunga, Caravia y Ribadesella.

Estos afloramientos del Jurásico forman parte de la denominada Cuenca de Gijón-Villaviciosa (Ramírez del Pozo, 1969), cuyo extremo occiden­tal está representado por la Falla de Veriña, a unos pocos kilómetros al oeste de Gijón, y el oriental por la Falla de Ribadesella coincidiendo allí con la Playa de Arra. Esta fractura vertical, de trazado este-oeste, que pone en contacto los afloramientos jurásicos con las calizas carboníferas, se desarrolló inicialmente durante el Cretácico, permitiendo la conservación de la sucesión jurásica en el bloque hundido septentrional, actuando de nuevo, como falla inversa, en el Paleógeno durante la inversión tectónica de la etapa compresiva alpina que condujo a la creación de la Cordillera Can­tábrica (García-Ramos y Gutiérrez Claverol, 1995 a,b; García-Ramos et al., 2002, 2004, 2006 a,b; Valenzuela et al., 1986; Alonso et al., 2009).

Figura nº 4: Subdivisión del la Cuenca Mesoterciaria Asturiana. 

Fg 5: La Punta de Rosario Acuña desde Peñarrubia

Las rocas del Jurásico de Asturias se agrupan en dos unidades litológicas de orden mayor (Va­lenzuela et al., 1986): Una Unidad Inferior está constituida eminentemente por rocas carbonatadas de origen litoral muy somero  (Formación Gijón) y marino abierto (Formación Rodiles).  

Fg 6: Dolomías de la Fm. Gijón en El Rinconín

Una Unidad Superior consta principalmente de rocas silíceas de origen continental (abanico aluvial y fluvial), formaciones La Ñora y Vega, y marino restringido y costero (deltaíco), representados respectivamente por las formaciones Tereñes y Lastres. 

Todas estas formaciones geológicas están muy bien expuestas en las localidades que les dan nombre, situadas en la costa asturiana. En el siguiente mapa se puede ver la disposición de estas formaciones en el área de Peñarrubia (Este de Gijón):

Figura nº 7: Croquis con un esbozo del mapa geológico del Cabo San Lorenzo y la Playas de Peñarrubia y Serín (IGME 1973). 

El registro jurásico de Asturias se inicia con una sucesión de calizas, dolomías y margas asignadas a la Forma­ción Gijón que se originaron en una costa baja e irregular, rica en fangos carbonatados y evaporitas (una costa tipo sabkha) y que se ha subdividido en tres Miembros. 

LA FORMACIÓN GIJÓN:

 

La Fm Gijón ha sido subdividida, en tres miembros denominados: inferior (Solis), medio (Favares) y superior a la espera de una denominación formal. 

El Miembro Solis está formado por calizas, fundamentalmente mudstone, y dolomías con alguna intercalación margosa. Su potencia es de unos 100 metros en la zona oriental de la cuenca, disminuyendo hacia al occidente hasta alcanzar los 50 mts en Cancienes (Avilés). El Miembro Favares está constituido por brechas, predominantemente de colapso, con intercalaciones lutítico-margosas, también disminuye de espesor de Este a Oeste, pasando de 80-100 m, en el valle de Fabares, a 10-15 m, en el afloramiento de Trasona (Avilés). El Miembro Superior está compuesto por intercalaciones de calizas mudstone, grainstone oolítica, estromatolíticas, packestone y wackestone. El nivel rico en granos de cuarzo de tamaño arena gruesa observado a techo de esta unidad puede correlacionarse con el de otras áreas de la región Vasco-Cantábrica. La potencia aumenta hacia el Este, desde los 20 mts de la zona de Avilés hasta los 120 m de los valles de río España y Fabares, para volver a disminuir hacia la zona más oriental. 

 

La variación en espesor de los materiales carbonatados (formaciones Gijón y Rodiles) está controlada por la activi­dad tectónica previa al depósito de las formaciones terrígenas, representada por un conjunto de fallas que han condicionado la erosión o preservación de las primeras. 

 

De forma más detallada cada miembro tiene las siguientes características:

Miembro inferior o Miembro Solis.

Consta de una sucesión monótona de calizas, predomi­nantemente mudstone y dolomías de color gris claro, con alguna intercalación delgada de margas grises oscuras y, localmente a techo, brechas de colapso; las calizas y dolomías suelen estar bien estratificadas y laminadas y, en ocasiones, fuertemente karstificadas. Es característica la presencia de moldes internos de bivalvos y gasterópodos en algunos niveles. Su potencia oscila entre 50 metros en la zona occidental (entre Avilés y Pinzales) y 90-100 metros  en la oriental (Pinzales a Ribadesella).

 

Figura nº 8: El miembro Solis de la Formacion Gijón en el Cerro de Sta
Catalina (Gijón). La parte superior correspondería al Miembro Favares.

 

Entre estas litologías se encuentran las brechas calcáreas muy parecidas a las que caracterizan al  Miembro superior, su origen está relacionado con procesos de disolución de capas de evaporitas (yesos, sales, anhidritas)  intercaladas entre las calizas, ya de por si muy fracturadas, lo que provoca la fragmentación y el colapso de éstas, generando acumulaciones estratiformes de carácter brechoide que en este afloramiento muestran el aspecto de colapsobrechas (ver figura de la derecha) y en otros pueden presentarse como dolomias cavernosas o carniolas.

Este miembro aparece, por primera vez, al Este de la Ría de Avilés, ya que en la zona más occidental de la cuenca San Juan de Nieva y Salinas, los conglomerados silíceos del Jurásico Superior (Fm La Ñora) se disponen directamente sobre el Permotrías. Siguiendo hacia el Este (valle de Tamón) se observa una importante disminución del espesor, que alcanza allí́ unos pocos metros. En la carretera Oviedo-Gijón (AS- 18), a su paso por Pinzales, se corta la sucesión completa (50 metros). En la AS-1 (Leorio) se puede reconocer el contacto con el miembro suprayacente. En el acantilado del cerro de Santa Catalina (Gijón) afloran unos 40 metros del techo del miembro, con un tramo de 7,5 metros de brechas de colapso con cantos de tamaño variable, algunos incluso de más de 1 metro de diámetro. 

Otros afloramientos importantes de este miembro apare­cen en la carretera que asciende desde La Rimada (Sariego) hasta la collada de la Fumarea, a lo largo de los valles de Faba res y río España, así́ como en las cercanías de Villaviciosa. En la zona más oriental, a la altura de la localidad de Bárzana, existe una cantera inactiva que permite ver el contacto con las margas grises oscuras y rojizas del Triásico Superior.

Figura 9: Calizas con laminaciones estromatoliticas en el techo de la Formación Gijon 
(Playa de Peñarrubia)

 Miembro medio o Miembro Favares:

Está formado por brechas, predominantemente de colapso, margas y lutitas grises oscuras y rojizas, con nódulos carbonatados y piríticos, entre los que se intercalan delgados niveles de yesos, calizas y dolomías. Estas dos últimas desaparecen lateralmente debido al colapso ocasionado por la disolución de los sulfatos, provocando la rotura de las rocas carbonatadas superiores en múltiples fragmentos irregulares y dando lugar a las “brechas de colapso”. Estas brechas se ordenan en ocasiones, dando secuencias granocrecientes o granodecrecientes producidas por el colapso de sucesiones calcáreas estratocrecientes o estratodecrecientes. 

Figura nº 10: Colapsobrechas 
(Miembro Favares)

La variación de espesor de este miembro es más acusada que en el caso precedente, aumentando hacia el Este (Fig. 3): desde 10-15 m en la zona de Avilés, 30 m en Pinzales, 60 m en Peña Huergo y en Gijón, hasta 80-90 m en la zona de Fabares, Candanal y playa de La Espasa. Entre los mejores afloramientos de la parte occidental des­tacan los de la carretera que se desvía hacia el faro de San Juan de Nieva, desde la general de Avilés a Luanco (AS-238), donde apenas llega a los 10 m de potencia y otro, de unos 15 mts, en Trasona; en la cantera de Solís se observa el contacto con las dolomías de la unidad inferior. En la parte más alta del acantilado del cerro de Santa Catalina (Gijón) se puede ver su contacto con el miembro inferior, y al buzar hacia el Este, constituye además el sustrato de la playa de San Lorenzo. Más hacia el Este es visible en los taludes de la Autovía del Cantábrico (A-8) a la salida del túnel de Fabares en sentido Villaviciosa. El mejor afloramiento de la zona oriental se encuentra en los acantilados de las playas de La Espasa y Bedelía (Colunga y Caravía). En la ya mencionada cantera de Bárzana, aflora un tramo donde son visibles los niveles de yesos cristalinos intercalados entre las lutitas y margas grises. 

Miembro superior 

Consiste en una alternancia de calizas mudstone de color gris oscuro -ocasionalmente con birdeseyes, grainstone oolíticas, calizas estromatolíticas y, ya en transición con la formación suprayacente, calizas packestone y wackestone nodulosas y bioclásticas. Los niveles de estromatolitos, aso­ciados a menudo con grietas de desecación y tepees, pueden alcanzar a veces un cierto espesor, como ocurre en los acan­tilados de El Rinconín (Gijón). Además, se encuentran algu­nos niveles de brechas que desaparecen lateralmente (Fig. 2). 

Las calizas oolíticas son un nivel muy útil en el campo ya que ayuda a identificar este tramo, especialmente en zonas de complejidad tectónica o con escasez de afloramientos. 

También se han observado, de forma local hacia la parte alta del miembro, calizas con granos de cuarzo de tamaño arena a gravilla; estas calizas que forman un fuerte resalte en el relieve afloran, al menos, por debajo del pueblo de Luaria (zona de la Campa) y en Deva. Este nivel rico en terrígenos podría correlacionarse con los existentes en la región Vasco-Cantábrica; en este caso estaría relacionado con un episodio regresivo asociado a una pequeña pulsación tectónica y situado en tomo al límite Sinemuriense inferior- superior (Aurell et al., 2003). 

La potencia, al igual que en los otros miembros, experimenta considerables variaciones (Fig. 3), debidas a procesos erosivos, al menos en parte. En la zona occidental, aunque son muy escasos los afloramientos, la cartografía permite estimar, en los alrededores de Avilés, un espesor mínimo de unos 20 mts, y algo más al Sur de 45-50 metros. Hacia el oriente, en Pinzales, tiene unos 45 metros, en los valles de Fabares y del río España 120 metros y en El Puntal 101 metros; no obstante, en la zona comprendida entre la ría de Villaviciosa y el Arenal de Morís disminuye hasta los 60 mts. 

En el Oeste sólo se ha observado este miembro en dos colinas situadas en las cercanías de Villardeveyo, al Norte de Villabona. Más hacia el Este, aflora entre Pinzales, Pico del Sol y Peña de Huergo, aunque las calizas están allí́ muy dolomitizadas siendo reconocibles sólo algunos relictos de ooides. Entre el valle de Caldones y la ría de Villaviciosa son abundantes los afloramientos de esta unidad, destacando los de fuente Deva (Gijón), la subida a la collada de la Fumarea (Sariego), Luaria, la carretera de Villaviciosa a El Puntal, el talud meridional de la playa de Rodiles (Villa- viciosa) y los acantilados costeros entre la punta del Penóte y La Isla (Colunga), donde aparece un nivel de brechas con cierta continuidad lateral.

Posteriormente, el ascenso paulatino del nivel marino (transgresión) hizo que gran parte de la región quedase sumergida bajo un mar abierto, con una profundidad que en algunos momentos debió de rebasar los 100 metros y cambiase paulatinamente las características de la sedimentación de los depósitos marinos someros de la Formación Gijón a depósitos marinos mas profundos de la Formación Rodiles. Esta Formación se divide en dos partes o miembros claramente  

 La Fm. Rodiles (Sinemuriense Superior-Bajociense Inferior)

La Fm. Rodiles está constituida por una sucesión de margas y calizas con una potencia máxima de 170 metros (Valenzuela et al., 1989) en la que se diferencian dos miembros:

-El Miembro Buerres

Fg 11: Miembro Buerres (F. Rodiles)

: Datado en el Hettangiense-Sinenuriense tiene un espesor máximo de 30 metros y está constituido por una alternancia de calizas, mayoritariamente nodulosas y margas, con presencia de tempestitas calcáreas con estratificación cruzada hummocky, swalley, ripples de oleaje) y diferentes icnofauna (Condrites, Conichnus, Planolites, Rhizocorallium jenense y R. irregulare) junto a huellas de perforación de gusanos tipo Trypanites y de bivalvos tipo Gastrochaenolites (Garcia-Ramos et al, 1992).

-El Miembro Santa Mera: Datado en el Sinemuriense superior – Bajociense inferior, tiene un grosor de esta 140 metros y está formado por una alternancia rítmica de margas y estratos de calizas, mayoritariamente tabulares típicos de una sedimentación de la parte media y externa de una rampa,  Se reconocen ciclos trensgresivos – regresivos mayores que abarcan las biozonas Jamesoni, Ibex Davoei, Margaritatus, Spinatum, tenuiconstatum y Serpentinum.   

Figura nº 12: Aspecto típico del Miembro Santa Mera de la Formación Rodiles

Que presentan una fauna tanto tectónica como bentonica constituida por braquiópodos, bivalvos, ammonites, belemnites, crinoideos, escamas de peces, gasteropodos y localmente esponjas y también una icnofauna muy diversa: Arenicolites, Bergaueria, Conichnus, Chondrites, Planolites, Rhyzocorallium y Thalasinoides.

Dentro de este Mb. Santa Mera se han reconocido 7 intervalos de black shales de edad Pliensbachiense y Toarciense Inferior (Borrego et al., 1996; Aurell et al., 2003; Quesada et al., 2005) que en ocasiones presentan elevados contenidos de TOC. El último de ellos según Gómez y Goy (2000) y Rosales et al. (2001) sería correlacionable con el evento anóxico global de la base del Toarciense (Jenkyns y Clayton, 1986) y presenta menor espesor que los situados en el Pliensbachiense (Vera, 2004.Cap. 2). 

Desde el año 2.000 se han realizado diferentes estudios en esta formación el  año  2000  tanto de  índole  sedimentológica (Bádenas et al., 2009, 2013), quimioestratigráfica (Armendáriz et al., 2010; García-Ramos et al., 2010; Hollon, 2012; Bádenas et al., 2013) y paleontológica en esta unidad (Wright et al., 2003), en los que se discuten, entre otros aspectos, el origen de la ritmicidad de esta sucesión y si ésta registra o no la existencia de cambios en la sedimentación vinculados a cambios climáticos orbitales.

Figura nº 13: Nivel bioturbado con thalassinoides. Corresponde a un nivel guía que se extiende decenas de kilómetros hasta la Playa de Vega (Ribadesella). Fotografiado en la Playa de Peñarrubia (Gijón).

En esta Playa y en la aledaña Playa de Serín es de los mejores sitios que hay en la costa asturiana para observar las series rítmicas marinas del Pliensbachiense. Su edad geológica es Sinemuriense Superior-Pliensbachiense (Lías; Jurásico Inferior) con un espesor total de 90 metros de los que los 70 metros inferiores pertenecen al Sinemuriense y los 20 metros más altos al Pliensbachiense, este poco espesor es debido a que la serie esta erosionada a techo por los depósitos del Dogger. Esta sucesión carbonatada se depositó en un mar epicontinental de fondo muy irregular probablemente en un surco dentro de la plataforma marina. La sucesión sedimentaria que vemos en Peñarrubia esta compuesta por una alternancia rítmica de estratos calcáreos delgados (<0,5 m.) de color gris azulado dispuestos en capas planas bastante continuas lateralmente y de interestratos de margas de color gris claro y gris oscuro, incluso negros según su contenido en materia orgánica llegando a constituir autenticas "black shales".

Figura 15 Columna litoestratigráfica del borde W de la Playa de Peñarrubia  (Suarez Vega 1974).

La secuencia sedimentaria esta organizada en ciclos compuestos por una alternancia de capas de calizas y margas grises oscuras donde predominan las margas que hacia el techo pasan a alternas donde predominan las calizas con aspecto nódulos o seudonoduloso de tonalidades grises mas claras y mas abundantes en fósiles de macrofaunas.

Figura nº 16: Alternancia de calizas grises claras y margas grises oscuras con un nivel de braquiópodos (Rhynchonellas) a techo de uno de los estratos calcáreos. Los colores oscuros de las margas indican un gran contenido en materia orgánica. 

El contenido orgánico de esta serie es bastante elevado con una distribución y concentración muy variable mas abundante en los niveles lutíticos del Pliensbachiense. El tipo de materia orgánica de los sedimentos es mixto mayoritariamente acuático (zooplancton y fitoplancton) autóctonos y están presentes todos los grupos de MOD en concentraciones elevadas (fibras, leptinita, huminita, inertita, piqueteados, arrastrados y no figurados), es inmadura con un grado de evolución equivalente al de los lignitos y corresponde a un kerógeno tipo II o tipo mixto. Estas lutitas se pueden considerar como rocas bituminosas capaces de generar aceite, englobados en el termino de pizarras bituminosas mixtas (Mixed Oil Shales) de la clasificación de  Cook et al (1981) originadas en un medio marino bajo condiciones reductoras (abundante pirita), atóxicas de baja energía e inmaduras. Estas lutitas dan un rendimiento medio en aceite de 25,30 kg/t lo que las sitúa por debajo del limite de la rentabilidad económica. Sin embargo según los valores de Rock-Eval se trataría de rocas bituminosas de rendimiento medio, superiores al limite de 5 mg/g establecido como limite inferior para las rocas madre de petróleo.

En estas secuencias rítmicas se han identificado ciclos sedimentarios elementales de espesores decimétricos que comienzan con unas calizas bioclásticas de base erosiva (tempestivas) que pasan a calizas laminadas depositadas en condiciones tranquilas y terminan con carbonatos con muy baja tasa de sedimentación hemipelágica y muy bioturbados (Thalassinoides, Rhizocorallium, etc...). Este ciclo puede variar lateralmente e incluso presentar acuñamientos y desaparecer. 

Estudios realizados en estas rítmitas en la Punta la Lastra (Villaviciosa) han indicado que la sedimentación se adapta a los Ciclos de Milankovitch. Así cada ciclo elemental tubo una duración de 10.000 años y de 18.000 a 21.000 años para los ciclos caliza-marga (ciclos de precesión). Estos pares calizas-margas se agrupan (5 pares) en ciclos mayores según los ciclos de excentricidad que abarcan periodos de 100.000 años de duración. 

Figura nº 17: Ciclos de Milankovitchk

Se considera que las calizas bioturbadas se formaron en condiciones climáticas áridas mientras que los termines laminados corresponderían a condiciones climáticas más húmedas.

Figura nº 18: Ambientes de sedimentación de la rítmica de Sopelana en condiciones de bajos aportes terrenos y de mayor o menor temperatura de las aguas oceánicas según las diferentes etapas precesionales.

A comienzos del Jurásico Superior tuvo lugar un cambio drástico en el paisaje asturiano: como consecuencia de la actividad de diversas fallas y dentro de un régimen distensivo, se produjo una elevación y la emersión de parte del territorio. Como consecuencia de esta actividad tectónica, el mar que durante el Jurásico Inferior y Medio, cubría hasta entonces buena parte de Asturias y que se puede ver en el mapa de la figura nº 12, se retiró bruscamente dando paso a nuevas zonas litorales y a territorios emergidos que pronto iban a ser colonizados por una fauna terrestre formada por dinosaurios y otros vertebrados coetáneos, como tortugas, cocodrilos, lagartos, peces, reptiles voladores, etc.

Figura nº 19: Mapa paleogeográfico del Jurásico Medio con indicación de la situación de la Playa de Peñarrubia

 La edad más reciente de la sucesión carbonatada marina truncada erosivamente por los materiales terrígenos del Jurásico Superior que rellenan una discordancia con paleorelieve, se corresponde  con el Bajociense Inferior (Suárez Vega, 1974).

Esta actividad tectónica, controlada por fracturas distensivas como ya se ha indicado, representaba los primeros estadios de una etapa de rifting que iba a alcanzar su culminación durante el Cretácico Inferior. Como con­secuencia de la misma, se generó un acusado relieve en el suroeste de la región, dentro de la deno­minada Zona Asturoccidental-leonesa, cuya erosión proporcionaría los primeros aportes de material terrígeno a la cuenca.

Una vez emergidas las sucesiones carbonatadas de origen marino del Jurásico Inferior, tuvo lugar un proceso de carstificación de las mismas, que se tradujo en la formación de arcillas de descalcifi­cación, brechas de colapso y paleovalles excavados en las rocas calcáreas. Poco después comenzarían a llegar hasta el oriente de la región los primeros materiales terrígenos (gravas y arenas) de origen aluvial, procedentes de la erosión del relieve recién creado, que rellena­ron inicialmente los paleovalles y las cavidades cársticas hasta su colmatación. En la siguiente fotografía se puede ver este contacto en la Playa de Vega (Berbes) donde esta muy bien expuesto.

Figura nº 20: Contacto entre las Formaciones Rodiles y Tereñes/Vega en la Playa de Vega (Caravia) se observa el paso de una rítmica margocaliza con pectínidos y belemnites a unas areniscas microconglomeráticas con laminaciones cruzadas, azabache y huellas de dinosaurio. El contacto se produce a través de una superficie en la que se desarrolla un paleokarst y sobre la que se localiza un nivel de conglomerados silicios (pudinga)

Espesas sucesiones, de hasta 60 metros de potencia, formadas mayoritariamente por conglome­rados silíceos con intercalaciones menores de areniscas y de lutitas rojas con paleosuelos calcáreos, ordenadas verticalmente en ciclos grano y estratodecrecientes de espesor métrico, constituyen la Formación La Ñora de origen aluvial. Estos materiales afloran de manera espectacular en la Playa de la Ñora y en la de Serín tal como se puede ver en la siguiente fotografía:

Figura nº 21: La Formación La Ñora en la Playa del mismo nombre, al fondo el Cabo de San Lorenzo

Estos materiales pasan lateralmente hacia el noreste a alternancias de areniscas blancas, grises y rojizas con lutitas rojas y algunos lechos conglomeráticos (Formación Vega), igualmente ordenadas en ciclos grano y estratodecrecientes dentro de un gran ciclo mayor del mismo carácter. Representa­ron depósitos fluviales formados por cauces efímeros de alta sinuosidad separados entre sí por áreas entre canales con paleosuelos calcimorfos (caliches) y lagunas esporádicas con elevada actividad microbiana que dieron lugar a calizas micríticas grises con oncoides de algas. Dichas lagunas estaban par­cialmente alimentadas por diversos manantiales de agua dulce rica en CO₃Ca, procedentes de zonas de fractura que hicieron aflorar en superficie las calizas y dolomías del Jurásico Inferior y Medio (García-Ramos et al., 2010).

Figura nº 22: La Formación Vega en la Playa de España

Un nuevo ascenso del nivel del mar hará retroceder hacia el continente la línea de costa, que se situará ahora en el interior del territorio que hoy ocupa Asturias, con un trazado noroeste-sureste, bastante diferente al actual. Por delante de dicha costa, apenas influenciada por las mareas y por el oleaje, salvo durante ocasionales tempestades, se instala un mar restringido y somero, separado del océano por un umbral o barrera de origen tectónico que impide la entrada de fauna marina desde el exterior. En el fondo de dicho mar se acumuló una espesa sucesión de fangos calcáreos oscuros (Formación Tereñes) ricos en materia orgánica y faunas de invertebrados de aguas salobres (bivalvos, gasterópodos, ostrá­codos), ahora convertidas en acumulaciones lumaquélicas. Ese mar servía de refugio, además, a multitud de cocodrilos, tortugas y peces.

Figura nº 23: La Formación Tereñes en su localidad tipo los Acantilados de Tereñes

La costa, surcada por pequeños deltas de dominio fluvial que aportaban arena a la misma, era visitada con frecuencia por dinosaurios y otros reptiles de la época que dejaron sus huellas plasma­das en el sedimento. 

Figura nº 24: Dinosaurios jurásicos.

Las alternancias de lutitas, margas y areniscas que se acumularon en la antigua franja litoral, constituyen hoy la unidad litoestratigráfica conocida como Formación Lastres, con la que culmina la sucesión jurásica en la región.

En la siguiente figura se puede ver la columna litoestratigráfica del Jurásico de la Costa Asturiana:

Figura nº 25:  Columna litoestratigráfica del Jurásico de la costa asturiana

COLUMNA LITOESTRATIGRAFICA DETALLADA:

A continuación resumo la columna litoestratigrafica facilitada por Suarez Vega (1974).

Columna de la Playa de Peñarrubia-Cerro Santa Catalina (Gijón):

 

TECHO: Limite con el Jurásico detrítico: margas con cantos de calizas.

 

-4,50 m. Alternancia de calizas margosas y margas laminares grises oscuras. Predominan las margas sobre las calizas y se disponen en 11 ritmos de 13 a 50 cm de grosor. Abundan las belemnites (Coeloteuthys), braquiópodos (Cincta y Cuneirhynchia) y lamelibranquios (Liogryphaea y Harpax pectoniodes) y aparecen algunos ammonites (Phricodoceras, Apodoceras y un Polimorphites). Zona Jamesoni. 

 

-15,30 m. Alternancia de calizas margosas y margas laminares grises oscuras en equilibrio entre ambas litologías en estratos de 5 a 57 cm con un espesor medio de 20 cm. Ammonites (Echioceras y Paltechioceras), abundantes rhynchonellas (Homeorhynchia y Cincta) y lamelibranquios (Liogryphaea). Zona Rariocostatum.

Figura nº 26: El lamelibranquio Gryphaea.

 

-3,10 m. Alternancia de calizas margosas y margas grises en ritmos similares con grosor de los bancos de 11 a 28 cm. Rhynchonellas.

-7,35 m. Alternancia de calizas margosas y margas grises con predominio de las calizas. A techo aparecen ammonites (Leptechioceras) y braquiópodos rinconelidos (Homeorhynchia).

Figura nº 27: El cefalopodo ammonite Leptechioceras

 

-4,50 m. Alternancia de calizas margosas y margas grises en estratos de 3 a 40 cm con predominio de las calizas a techo y de las margas a muro. Aparecen ammonites (Echioceras), braquiópodos (Homeorhynchia) y lamelibranquios (Pholadomya). 

 

-6,30 m. Alternancia de calizas margosas y margas grises en estratos bien individualizados con braquiópodos rinconelidos (Cuneirhynchia y Zeilleria) y lamelibranquios (Liogryphaea). Zona Oxynotum.

 

-2,75 m. Alternancia de calizas margosas y margas grises en estratos bien individualizados. A techo aparecen grandes nódulos calcáreos discoidales en las margas. En el muro aparece un nivel bioturbado con una gran continuidad lateral y que también se encuentra en otros perfiles de la costa. Contiene lamelibranquios (Pholadomya, Liogryphaea y Pecten) y a muro predominan los braquiópodos (Rhynchonella y Tetrarhynchia) y los ammonites (Oxinoticeras).

Figura nº 28: El bivalvo Pholadomya.

-3,50 m. Alternancia de calizas margosas y margas grises en estratos menos individualizados y lateralmente nodulosos. Braquiopodos (Lobothyris) y lamelibranquios (Pecten, Pholadomya, Mactromya). Zona Oxynotum.

-2,90 m. Alternancia de calizas margosas y margas grises nodulosas hacia la base. Fosiles abundnates: ammonites (Asteroceras), braquiópodos rinconelidos (Homeorhynchia) y lamelibranquios (Liogryphaea, Mactromia, Mya,..). Zona Obtusum.

-1,20 m. Alternancia de margas grises más o menos calcáreas. Abundantes ammonites (Asteroceras), braquiopodos (Cuenirhynchia) y bastantes lamelibranquios (Caenisites, Mactromya, Pholadomya).

-2,25 m.  Alternancia de calizas y margas grises en estratos bien individualizados de 30 cm de grosor, muy continuos lateralmente. Lamelibranquios.

-2,00 m. Calizas nodulosas con margas. Abundantes lamelibranquios Entholium, Mactromya liásica, Pholadomya.

Ejemplar de Griphaea con un colorido rosado.

-8,75 m. Calizas y margas que se presentan en varios niveles nodulosos separados por dos o tres alternancias rítmicas de calizas y margas. A techo banco calizo grueso (+-1 m). En la base aparecen lamelibranquios superficialmente rubefactados o rosáceos y limonitizados. También aparecen ammonites (Asteroceras confusum), braquiópodos, lamelibranquios y restos vegetales.  

-7,20 m. Alternancia de calizas y margas grises a techo pasando a calizas nodulosas con margas y a calizas con interestratos margosos a muro. Planos de estratificación ondulados. Crinoides y lamelibranquios. 

-1,85 m. Calizas grises de patina rosada con interestratos margosos y aspecto noduloso, litográfica a muro. Algunos lamelibranquios y gasterópodos.

-1,50 m. Alternancia de calizas con estratos delgados (10 cm) de margas grises.

-1,70 m. Calizas grises pardas, de patina amarillenta con nódulos ferruginosos a techo.

-5,00 m. Calizas grisáceas claras con interestratos margosos y aspecto noduloso con un estrato calizo de grosor métrico a muro.    

-4,00 m. Nivel similar al anterior.

-4,10 m. Calizas nodulosas grises, magnesionas. Hacia la base rosadas y con superficies de estratificación onduladas y posibles grietas de retracción.

Paso gradual de calizas magnesianas a muro y alternancias de calizas y
margas a techo. (Playa de Peñarrubia; Gijón)

-5,35 m. Calizas magnesianas grisáceas con tonos beiges y pardos. Laminaciones.

-0,65 m.  Brecha singenética de caliza magnesiana gris amarillenta con una delgada intercalación (-15 cm) en la base. Lateralmente pasa a calizas bien estratificadas.

-4,10 m. Calizas magnesianas grises amarillentas o pardas. Mucha calcita.

-2,00 m. Calizas magnesianas grises amarillentas, brechificadas.

-8,65 m. Calizas magnesianas grises amarillentas con algún interestrato margoso.

-2,35 m. Calizas magnesianas brechificadas con un bandeado gris y rosaceo.

-1,50 m. Margas calcáreas grises oscuras o pardas en estratos de 65 cm.

-10,00 m. Calizas magnesianas grises claros con alguna colapsobrecha a techo y vacuolas. Laminaciones onduladas y paralelas.

-13,50 m. Calizas magnesianas grises claros con una laminación que origina un bandeado rosa y gris.

-4,00 m. Calizas magnesianas grises amarillentas con acuñamientos.

-4,00 m. Calizas magnesianas grises bien estratificadas.

-3.00 m. Tramo no visible.

-3,20 m. Calizas magnesianas en estratos gruesos con fuertes acuñamientos y una falla sinsedimentaria.

Falla sinsedimentaria en las dolomias dl El Rinconín (Gijón)

-2,00 m. Tramo cubierto: margas?.

-3,00 m. Calizas magnesianas grises claros en estratos de menos de 50 cm de grosor.

-22,00 m. Calizas magnesianas grisáceas poco estratificadas con una colapsobrecha a techo y muy alteradas a muro en bancos de 80 cm.

-19,00 m. Calizas magnesianas grisáceas mal estratificadas con colapsobrechas.

-12,00 m. Calizas magnesianas grisáceas bien estratificadas.

Dolomias en bancos gruesos en El Rinconin (Gijón)

-5,00 m.  Calizas magnesianas grisáceas en estratos gruesos (2-0,5 m) con una colapsobrecha a techo.

-5,00 m. Calizas magnesianas grisáceas muy alteradas (entre el Piles y Casablanca).

-30,00 m. Tramo correspondiente a la Playa de san Lorenzo. Arcillas y margas abigarradas?.

Afloramiento de dolomias en el lado oriental de la Playa de San Pedro (El Piles)

-7,40 m. Arcillas abigarradas (de techo a muro; amarillentas, gris-verdosas y rojizas) con cuarzos de neoformación y alguna intercalación dolomítica arcillosa aislada. Cerro de Santa Catalina.

-7,70 m. Dolomías arcillosas pardas en bancos gruesos (Santa Catalina). 

-4,00 m. Dolomías amarillentas en estratos de poco espesor.

-3,00 m. Colapsobrechas muy mal clasificadas con clastos angulosos de tamaño bloque de dolomíticas arcillosas grises en una matriz de margas oscuras que lateralmente pasan al tramo superior (ver figura nº 8).  

-8,00 m. Dolomías de pátina amarillenta bien estratificadas con grosores de estrato muy variables llegando a bancos métricos por amalgamientos. En el plano de estratificación más alto ripples de oleaje.

MURO: no visible. Según los sondeos unos 120 m de dolomías con una intercalación margosa. 

Fg. 29: Ripples en un plano de estratificación del Miembro Solis de la Formación
Gijón en el Cerro de Santa Catalina (Gijón).  

TECTONICA:

Poco después de la Orogenia Varisca o Hercínica y de la formación del supercontinente Pangea comenzó un proceso extensional que dio lugar al comienzo de la fragmentación del mismo y a la formación de las cuencas intracratónicas permo-triásicas que se rellenan de sedimentos continentales y posteriormente son invadidas por el mar formándose las cuencas de plataforma marina jurásicas que rodean la Placa Ibérica entre ellas la Cuenca Asturiana y la Vasco-Cantábrica. A esta primera etapa extensiva le sigue una segunda etapa de rifting relacionada con la apertura del Golfo de Vizcaya que termina cuando comienza la inversión tectónica y un evento compresivo causado por el plegamiento alpino. La Playa de Peñarrubia se localiza en una gran estructura sinclinal de amplitud kilométrica (ver mapa geológico de la figura nº 27) con una dirección NW-SE asociada a estos procesos.

 Pese a esta convulsa historia tectónica la sucesión sedimentaria antes descrita en la Playa de Peñarrubia se presenta de forma subhorizontal sin grandes deformaciones de origen tectónico. Solo esta afectada por unos accidentes de poca importancia: en la parte occidental de la Playa aparecen una serie de flexuras formando un tren de pliegues anticlinales-sinclinales muy laxos tal como se puede ver en la siguiente fotografía:

Figura nº 30:  Tren de pliegues muy laxos en la parte occidental de la Playa de Peñarrubia. 

Estos pliegues se diferencian en dos sistemas de direcciones conjugadas uno de NE-SW y otro de dirección NW-SE que afecta al anterior. Se trata de pliegues muy suaves con ángulos entre flancos muy suaves, charnelas redondeadas y planos axiales subverticales. Los pliegues de dirección NE-SW deforman a los de dirección NW-SE por lo que deben de haberse formado posteriormente y ambos sistemas son afectados por las fracturas mayores. En la siguiente fotografía se puede apreciar uno de estos pliegues con un mayor detalle con su charnela subvertical fallada:

Figura nº 31: Charnela anticlinal en la parte occidental de la Playa (Miembro Buerres).

  Además de los pliegues en la Playa de Peñarrubia y solo en marea baja, cuando la rasa marina queda expuesta, se detectan tres sistema principales de fracturas de direcciones NW-SE, NE-SW y E-W y buzamientos subverticales. Son fallas de pequeño tamaño, de desgarre con estrías subhorizontales, con decenas o centenares de metros de longitud y saltos pequeños (decímetros) tal como se puede apreciar en la fotografía de la figura 22. En el Sector oriental de la Playa de Peñarrubia se pueden observar algunas fracturas que afectan a la serie jurásica y que se presentan como fallas directas con movimiento subvertida y fallas inversas tendidas que dan lugar a replegamientos en la serie:

Figura nº 32: Falla inversa muy tendida que ocasiona replegamientos en la rítmica margocaliza. La falla esta afectada por una serie de fracturas directas subverticales.

Estas estructuras se generaron en dos fases tectónicas diferentes: las fallas directas como consecuencia de los esfuerzos acaecidos durante la etapa extensiva o de ritfting que dio lugar a la apertura del Golfo de Vizcaya (Mesozoico), mientras que las fallas inversas y los pliegues se formaron posteriormente (Terciario) durante la compresión alpina. El máximo esfuerzo extensional fue de dirección NNE-SSW, lo mismo que el maximo esfuerzo compresional. En el acantilado también se pueden ver algunos buenos ejemplos de fracturas conjugadas de pequeño tamaño como el caso de estas fallas directas en una de la cuales se puede ver una zona de falla bastante deformada:

Figura nº 33: Fallas conjugadas en la rítmita del Miembro Santa Mera. 

Son muy abundantes las pequeñas fracturas abiertas a través de las cuales han circulado fluidos mineralizantes que han producido procesos de  dolomitización secundaria y la abundante presencia de vetas de calcita blanca.

Figura nº 34: Dolomitizaciones secundarias a favor de pequeñas fracturas transversales a la estratificación. (W de la Playa de Peñarrubia)

VISITA GEOTURISTICA A LA PLAYA: 

Una vez en la playa de Peñarrubia nos haremos a la idea de que hemos retrocedido 183 millones de años y nos encontramos en el Jurasico Inferior, más concretamente en el Pliensbachiense, en lo que seria un mar abierto con una profundidad de 60 a 100 metros (ver figura nº 9) en el que se produciría una sedimentación margo-calcárea de facies nerítica.   

Figura nº 35: Mapa Geológico  de Gijón según el MAGNA 

A lo largo de toda la playa nos encontraremos una litología muy parecida: calizas biomicríticas arcillosas en bancos de 20 a 40 centímetros de espesor alternando con delgados lechos de margas. El conjunto tiene un color gris azulado, negro cuando esta mojado. Abundan las fisuras rellenas de calcita blanca y la estratificación se dispone de forma subhorizontal. Estas rocas pertenecen a la, antes descrita, Formación Rodiles y más concretamente al Miembro Santa Mera.

Figura nº 36: Columna litoestratigráfica según la Hoja de Gijón del MAGNA

Los fósiles son muy abundantes a lo largo de toda la playa, siendo más escasos hacia el Oeste. Entre los más abundantes destacan los siguientes tipos:

CEFALOPODOS:

Ammonites: 

Pertenecen al filo de los Moluscos, clase de los Cefalópodos, subclase Ammonoidea, nombre común de un grupo de cefalópodos extinguidos que solían tener un caparazón en espiral enrollado sobre sí mismo. Estos animales, parecidos a los calamares, aparecieron durante el Devónico, hace unos 380 millones de años, y desaparecieron junto a los dinosaurios al final del cretácico, hace 65 millones de años. El caparazón de los ammonites tenía cámaras, igual que la de su pariente vivo el nautilo. El animal podía moverse hacia arriba y abajo bombeando el agua hacia dentro o fuera de las cámaras al igual que lo hace un submarino, y vivía en la última cámara de la concha, la de mayor tamaño. Algunos tipos de ammonites no tenían un caparazón enrollado; Baculites, por ejemplo, lo tenía recto. Los actuales Nautilus y los Argonautas, son ammonites, auténticos fósiles vivientes.

Fg 37: El ammonite Asteroceras del Pliensbachiense

Los ammonites abundaron en medios marinos de aguas poco profundas en los márgenes de los continentes, aunque fueron unos nadadores bastante lentos y evitaban las aguas de las orillas, dominadas por las olas. También se desarrollaron en los mares continentales, como los que cubrían el interior de Norteamérica durante el periodo cretácico superior, y el antiguo mar Tetis, que una vez ocupó el sur de Europa, el norte de África y partes de Asia. Los ammonites experimentaron distintos cambios reconocibles fácilmente a lo largo del tiempo, y por tanto, son muy útiles como indicadores de la edad de los hábitats marinos. La comparación de los tipos fósiles de ammonites en las distintas capas de rocas indica la edad relativa de éstas.

Figura nº 38: Molde de un gran ammonite en el extremo oriental de la Playa de Peñarrubia

 En la siguiente figura se pueden ver dos fósiles de cefalópodos ammonoideos recolectados por mi en la Playa de Peñarrubia. Por el tipo de enrollamiento y la forma de sus costillas pienso que pueden pertenecer al genero Dactylioceras:

Figura nº 39: Ammonites de la Playa de Peñarrubia (género Dactylioceras?)

Belemnites: 

Muy conocidos desde antiguo, su forma ha dado origen a los nombres populares "balas de moro" o "puntas de rayo" ya que se creía que se formaban cuando un relámpago tocaba tierra.

Aunque ya surgieron animales parecidos en el Carbonífero (hace unos 345 millones de años) los verdaderos belemnites comenzaron a ser abundantes en el Mesozoico, sobre todo viviendo en los mares del período Jurásico y Cretácico.

Fg nº 40: Reconstrucción de un belemnite

El cuerpo del belemnites tenía forma de torpedo rematado en una cabeza grande y con brazos fuertes provistos de ganchos para sujetar a las presas. Como todos los cefalópodos, los belemnites se movían a reacción, emitiendo un chorro de agua. Al igual que el calamar y la jibia, podían librarse de sus depredadores (tiburones e ictiosaurios) lanzando tinta para ocultarse mientras huían a un escondite seguro; esto se sabe porque algunos fósiles excepcionalmente bien conservados tienen los restos del saco de tinta. Tenían una concha dividida en cámaras y llena de gas. Esto les permitía flotar entre dos aguas, de forma parecida a los ammonites, con los que compartieron los mares de la antigüedad. Pero la concha se diferencia de la de los ammonites por ser interna, totalmente recubierta de piel y músculo.

Figura 41: Forma típica del fósil de un rostro

La concha de los belemnites tenía una estructura sólida de forma de bala, llamada rostro, que solía encerrar parte del fragmocono y estaba dispuesta en la parte posterior del animal. Como esta parte de la concha estaba formada por un fragmento sólido de calcita, el rostro se fosilizaba fácilmente y es ahora el resto más común de belemnites.

BRAQUIÓPODOS: 

      

Figura 42: Terebratula

Son invertebrados marinos distintos de los Bivalvos o almejas, ya que su concha esta formada por dos valvas de distinto tamaño, forma y ornamentación.Viven en los fondos fijados a los mismos por un tubo llamado "Pedúnculo". Generalmente prefieren las aguas frías con intenso movimiento, aunque los hay que habitan en mares tropicales. Se alimentan situándose contra la corriente con las valvas abiertas y atrapando con sus diminutos tentáculos el plancton que después de filtrado en su organismo, liberan los residuos.

Desde hace unos 500 millones de años hasta nuestros días, han sufrido varias extinciones, de un total de 2.000 géneros fósiles descritos, sólo quedan unos 70 en la actualidad. La expansión de los bivalvos, fue en detrimento de los braquiópodos.

Fg 43: Caliza jurásica con
terebratulas

En el yacimiento de la Playa de Peñarrubia son muy abundantes dos tipos de braquiópodos:

Terebratulas: Molusco braquiópodo protegido por dos valvas desiguales articuladas por medio de charnela y con agujero o taladro (de ahí su nombre) en el ápice para la salida del pie. Aparecieron en el Devónico y se extienden hasta la actualidad.

En general presentan una concha gruesa, carente de ornamentación, de mediana a grande (1-5 cmts), con una forma variable en longitud y anchura (subcircular, elíptica o subtriangular. Las valvas son biconvexas  y la peduncular mayor que la braquial. Con un rumbo ventral macizo y un forman circular de gran tamaño. Su comisura frontal es muy característica de surciplegada a episurcada con dos pliegues dorsales y un pliegue ventral, salvo en los ejemplares juveniles que tienen recta.

Figura nº 44: El braquiopodo terebratulido Cincta numismalis (Lamarck 1819)

Figura nº 45: Rynchonella

Rynchonellas: Presenta un gran pliegue frontal en la comisura de las dos valvas. Estas valvas están ornamentadas con costillas radiales. Es un fósil muy característico del Jurásico aunque aparece en otras edades.

En la siguiente figura se pueden ver un conjunto de braquiópodos del genero Terebratula recostados por mi en la Playa de Peñarrubia, generalmente se trata de moldes huecos rellenos de cristales (geoda) de calcita:

Figura nº 46: Terebratulas de la Playa de España

BIVALVOS:

Figura nº 47: Trigonia

Trigonias: Genero extinto de bivalvos de ambientes marinos poco profundos. Concha de tamaño grande (4-6 cmts) abombada, equivalva, inequilateral, de morfología trigonal algo ovalada, truncada posteriormente, charnela eschizodonta. Ornamentación externa en base a una quilla crenulada anterior bien desarrollada, que delimita en las valvas dos zonas con diferente ornamentación en base a costillas concéntricas. 

Se alimentaban por filtración y aparecieron en el Triásico medio desapareciendo en el Cretácico superior. En la fotografia de la figura anterior se pueden ver dos ejemplares procedentes de la Playa de Peñarrubia.

Figura nº 48: Ejemplares de Trigonias recolectados en la Playa de España (Gijón)

Figura nº 49: Gryphaea

Gryphaea es un género extinto de moluscos bivalvos del orden Ostreoida que habitaron entre los períodos Jurásico y Eoceno (entre 208 y 36,6 millones de años). Se trata de un género de bivalvos articulados fósiles de la familia Gryphaeidae, como el género Exogyra, muy comunes en Peñarrubia (figura nº 50). 

Estos organismos viven sobre el suelo marino, a poca profundidad,  y posiblemente en grandes colonias. Los fósiles de Gryphaea se caracterizan por tener dos válvulas articuladas bien diferenciadas: una válvula exageradamente curvada hundida por su propio peso en el fango marino, y otra pequeña y plana que tendría función de "tapa". La válvula más grande se asentaba sobre el fondo marino. 

Figura nº 50: Caliza con Gryphaea

El animal vive entre las dos conchas, como las ostras actuales, y las bandas  que presentan las dos válvulas son muy características. En la siguiente fotografía se pueden ver dos ejemplares de griphaeas cretáceas que he recolectado en el gran yacimiento de Oliva (Valencia), se aprecia muy bien la diferencia entre las dos valvas y en uno de ello se puede ver un fósil de un parasito del tipo de un gusano serpúlido:

Figura nº 51: Gryphaeas del Cretácico Inferior de Oliva (Valencia) con parásito serpulido.

En la siguiente fotografía se puede ver una asociación de fósiles típica del Jurásico Inferior de la Playa de Peñarrubia: ammonites, trigonia y rynchonellas recolectados durante una visita realizada a la playa.

Figura nº 52:  Asociación de fauna fósil típica de Peñarrubia (ammonite, trigonia y rynchonellas)

A continuación expongo un par de fotos de una curiosa estructura sedimentaria localizada en la Playa de Peñarrubia: un paleocanal relleno de conchas de rynchonellas.

Figura nº 53: Paleocanal relleno de rynchonellas a modo de clastos detríticos. Lateralmente
se acuña y desaparece.

En las fotos se aprecia la mencionada estructura canalizada, a techo de un estrato de calizas, la estructura que se acuña lateralmente, las conchas de rynchonellas se presenta como geodas rellenas de calcita con un cemento de carbonato cálcico arcilloso.

Figura nº 54: otra fotografía de la estructura canalizada rellena de rynchonellas se observa como se acuña lateralmente.

En la parte occidental de la Playa, donde se localiza la Formación Gijón, escasean los fósiles y solo se pueden ver algunos bivalves de concha fina, pero la erosión marina a dejado al descubierto a los organismos formadores de las calizas y dolomías que constituyen la formación: las algas estromatolíticas:

Figura nº 55: Superficie estromatolítica a techo de un estrato de dolomías de la Formación Gijon (Playa de Peñarrubia).

RECOMENDACIONES PARA LA VISITA:

Una visita a la Playa de Peñarrubia es recomendable realizarla en primavera o en verano, para seleccionar el día hay que consultar la tabla de mareas, pues la Playa queda muy reducida en marea alta y gran parte ella resulta inaccesible, incluidos los niveles más productivos para buscar fósiles. Lo mejor es visitarla en marea baja. Como aviso a navegantes hay que tener en cuenta que la Playa de Peñarrubia esta catalogada como playa nudista por lo que se recomienda que espíritus poco abiertos se abstengan de visitarla.

Figura nº 56: Mapa geológico de detalle de la Playa de Peñarrubia (Fuente: IGME)

Para visitar la playa es recomendable llevar un calzado adecuado, mejor playeros y en caso de ir a buscar algún fósil siempre es necesario llevar un martillo y un escoplo, pues aunque se pueden encontrar fósiles sueltos en el pedreru (trigonias) o en niveles de margas blandas (rynchonellas y griphaea), los ammonites, los belemnites, las terebratulas suelan aparecer en rocas calizas duras.    

La busqueda debe de realizarse en la pared del acantilado o en las rocas desprendidas del mismo, cuanto más recientemente se hayan desprendido, mejor. Tal como se puede ver en la siguiente figura, los ammonites abundan en el extremo oriental de la playa, los belemnites y terebratulas en la parte central y las rynchonellas debajo del restaurante. Las trigonias y las griphaeas aparecen por toda la playa.

Figura nº 57: Principales zonas fosilíferas en la Playa de Peñarrubia

Figura nº 58: Lámina con los principales fósiles jurásicos

1 y 2: Belemnites.
3, 4, 5 y 6: Ammonites.
7: Gryphaea.
8: Bivalvo.
9: Terebratula.
10: Rynchonella.

BIBLIOGRAFIA:

-Hoja de Gijón del Mapa Geológico Nacional a escala 1/50.000 MAGNA (IGME).

- Jose Carlos Suarez Vega.  Estratigráfia del Jurásico de Asturias. Cuadernos de Geología Ibérica (1.974) 

-IELIG CA027. Sección del Jurásico en la Playa de Peñarrubia (Gijón). IGME.

-Valenzuela, M., García-Ramos, J.C. y Suárez de Centi, C. 1986b. The Jurassic sedimentation in Asturias (N Spain). Trabajos de Geología, Universidad de Oviedo, 16, 121-132.