Continuing with the description of the outcrops of the basement in the southeast Iberian Chain, you start with the description of Ordovician outcrop on Ravine Alcotas Chelva (Valencia), in this post describe an outcrop in the Municipal Term Montán (Castellón) dated as Silurian in the IGME geological map 1:50,000. This Paleozoic outcrops in favor of a major fracture tardihercínica and slate consists sericíticas, siltstones, sandstones and ferruginous quartzites. Since no single fossil that allows chronostratigraphic dating, IGME, compared with other outcrops in the Iberian Range, has been assigned a Silurian age. But its facies and structural arrangement is comparable with the Paleozoic Alcotas Ravine and so we believe that this can also be Ordovician Paleozoic.
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| Figura nº 1: Mapa de Situación del asomo paleozoico de Montán (Mapa IGN) |
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| Figura nº 2: Situacion de los perfiles litológicos |
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| Figura nº 3: el valle del Barranco del Moro con el perfil del paleozoico en el talud de la carretera |
En la parte más meridional de la Provincia de Castellón, en la Comarca del Alto Palancia, y más concretamente en la parte noroccidental del Sierra de la Sierra del Espadan y en su prolongación la Sierra de la Espina, se localizan un conjunto de afloramientos del zócalo paleozoico alineados según una dirección NW-SE. Los asomos se localizan en los municipios de Montan, Higueras, Pavías, Torralva del Pinar, Villamalur, Sueras y Alcudia de Veo. Además se estos asomos existen otros dos de mayor entidad en la zona de Puebla Tornesa-Borriols y Villafames (Comarca de La Plana Alta) y que han sido estudiados en la entrada correspondiente a Abril de 2021 (El Carbonífero de Castellón).
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| Figura nº 4: Mapa de situación de la zona donde se sitúan los distintos asomos del zócalo paleozoico en El Alto Palancia |
Durante el Pérmico y el Triásico, la Cuenca Ibérica era parte de la Microplaca Ibérica, que a su vez se localizaba en el supercontinente Pangea. En este lapso temporal (300-200 M.a.) acaeció una importante reorganización de placas tectónicas, que incluyo la rotación de Pangea en el sentido de las agujas del reloj (20ªen el Pérmico y 17° en el Triásico), a la vez que ocurrió una reorganización en el sistema de convección del manto que paso de ser un sistema compresivo a ser uno distensivo. Durante el Mesozoico esta distensión dio lugar a la formación de un sistema de rifts triásicos en el interior de Pangea, rifts que se formaron a favor de direcciones previas de fracturas paleozoicas que funcionaron como ejes de ruptura del supercontinente en el Jurásico. La ruptura de Pangea en el Jurásico Inferior se produjo al mismo tiempo que se abrían el Océano Atlántico central y el NeoTethys, y se cerraba el PaleoTethys en el Triásico Medio.
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| Figura nº5: Esquema de la situación actual y reconstrucción para el Triásico de las principales fracturas que limitan la Cuenca Ibérica Suroriental (A. Arche & J. López-Gómez). |
Durante el Pérmico la microplaca ibérica se localizaba en el Hemisferio Norte y tenía un clima general árido a semiárido, pero durante el Triásico la microplaca se fue desplazando hacia el norte, con lo que las condiciones climáticas cambiaron a más cálidas y húmedas, favorecidas también por la transgresión del Mar de Tethys a lo largo de los rifts ya formados. Este clima árido a semiárido se manifestó por la sedimentación de capas rojas y evaporitas en toda Europa Occidental y Central durante el Triásico. Scotese y Langford (1995) sostienen que la Placa Ibérica estuvo situada en el Hemisferio Sur durante el Pérmico Inferior y se fue desplazando hacia el norte pasando a ocupar el Hemisferio Norte en el Pérmico Superior. Otros autores, como Ziegler (1990), Yilmaz et al. (1996) y Stampfli et al. (2001), sitúan a la Placa Ibérica en el Hemisferio Norte durante todo el Pérmico, muy cerca del ecuador, desplazándose hacia el norte a lo largo del Mesozoico y llegando a situarse sobre el paralelo 30° N en el Jurásico Inferior. En cualquier caso, durante esta etapa la Placa Ibérica debía encontrarse en el margen E de Pangea y cerca del ecuador, tal como se aprecia en la siguiente imagen:
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| Figura nº 6: Reconstrucción climática par el Triásico. La Península Ibérica se localizaba muy cerca del Ecuador. |
En la parte oriental de la microplaca ibérica se situaba la Cordillera Ibérica, una cadena plegada con una serie de fracturas tardihercínicas y alpinas de orientación NW-SE y otra serie de fracturas conjugadas menos importantes de orientación NE-SW. Se extiende a lo largo de unos 430 km. desde el este de Burgos (Rama Aragonesa) hasta la costa mediterránea entre Castellón y Valencia. Durante el Pérmico y el Triásico la Cordillera Ibérica constituía una cuenca intracratónica distensiva que comenzó a formarse en el Pérmico Inferior como una cuenca rift sobre un basamento hercínico formado por pizarras de edad Ordovícico-Silúrico-Carbonífero con fracturas que controlaron el desarrollo y la orientación de la cuenca. Estas fracturas, formadas en las fases tardías de la Orogenia Hercínica y de dirección NW-SE, se reactivaron como fallas normales y lístricas durante la formación de la Cuenca Ibérica, dando lugar a una extensión asimétrica que se iba propagando hacia el sureste. La extensión continuó hasta finales del Cretácico, interrumpida con etapas de relativa inactividad, teniendo lugar posteriormente la Orogenia Alpina y la inversión de la cuenca, como ya se dijo anteriormente. Esta compresión e inversión se vio favorecida por la debilidad que presentaba la corteza en esta zona, debida a la extensión a que fue sometida, que adelgazó y fracturó la corteza durante todo el Mesozoico.
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| Figur nº 7: Esquema geológico de la Cordillera Ibérica. La estrella roja señala ña situación de los asomo del basamento paleozoico en el Alto Palancia. |
Entre el Carbonífero Superior-Pérmico Inferior la Placa Ibérica estaba formada por pequeñas cuencas continentales aisladas situadas en Asturias-Pirineos, la Cuenca Ibérica y el borde sur del Macizo Ibérico. En este periodo posterior a la orogenia hercínica se producen unos reajustes tectónicos formándose fallas en dirección que siguen antiguas suturas formándose pequeñas cuencas intracratonicas, el relleno de estas pequeñas cuencas se realizó mediante abanicos aluviales, depósitos lacustres y brechas, y en su parte inferior se intercalan rocas volcánicas y volcanoclásticas. Este periodo de extensión finalizó en el Autuniense superior con una etapa de levantamiento, basculamiento y erosión.
Durante el Pérmico Superior (Thuringiense) continuo la extensión tectónica y se desarrollaron cuencas rift más amplias que las del periodo anterior. Todas estas cuencas carecen de rocas volcánicas en la Cuenca Ibérica, excepto en los Pirineos donde hay abundantes rocas basálticas. La Cuenca Ibérica se rellenó con depósitos aluviales y lacustres denominados "facies Saxonienses", con secuencias granodecrecientes interpretadas como pulsos de origen tectónico. Las fallas límite de las cuencas eran lístricas con trazas curvas, extensión lateral limitada, fallas de transferencia asociadas y con poca profundidad.
Posteriormente durante el Pérmico Superior-Triásico inferior se desarrolló un régimen extensional que provocó un gran cambio en la geometría de las cuencas sedimentarias y los medios de sedimentación. Se formaron las cuencas del Tajo y del Ebro y se comenzó a abrir un nuevo rift a lo largo del margen E de Iberia que creará el sistema de rifts Cataluña-Valencia-Prebético. En esta fase no hubo actividad volcánica. El relleno continental de estas cuencas está marcado por numerosas interrupciones, evidenciado por el desarrollo de suelos y suaves discordancias. A principios del Anisiense tuvo lugar en la Cuenca Ibérica un corto pero intenso periodo de extensión sinrift en el que se acumularon varios centenares de metros de sedimentos aluviales en el SE y centro de esta cuenca. Como las cuencas tenían orientación E-W (Pirineos), NW-SE (Ibérica y Ebro) y NE-SW (Cataluña-Valencia-Prebético) se ha propuesto la existencia de dos campos de esfuerzos simultáneos por Arche y López-Gómez (1996), uno relacionado con las fallas del Golfo de Vizcaya y de Gibraltar, responsable de las dos primeras, y otro relacionado con el rift de Hesse-Burgundy que a través de Provenza se propagó hacia el SW y causó la tercera.
El Triásico Medio-Superior es, básicamente, una fase de subsidencia postrift en el que tres sucesivas transgresiones del Tethys cubrieron el borde E de la Microplaca Ibérica. La subsidencia, sin embargo, no fue uniforme y en las zonas más subsidentes se depositaron evaporitas en el Anisiense y el Carniense, mientras que en las de menor subsidencia se acumularon principalmente sedimentos siliciclásticos. Durante el Carniense superior-Noriense se emplazaron cuerpos subvolcánicos y ofitas de naturaleza basáltica, que quizás preludia la apertura del Atlántico Norte.
En los sedimentos que constituyen el Pérmico y Triásico de la Cordillera Ibérica se han diferenciado una serie de secuencias o ciclos deposicionales separadas por discordancias angulares o hiatos importantes que están claramente producidas por etapas de actividad tectónica. Estos ciclos se pueden seguir desde la costa mediterránea hasta la provincia de Guadalajara. Las secuencias diferenciadas son las siguientes:
Secuencia deposicional 1 (S.D.1).- De edad Pérmico Inferior (Autuniense). Consta de las unidades Capas de la Ermita compuesta por una parte inferior de origen volcánico y una parte superior lacustre, y la Fm. Tabarreña formada por unas brechas rojas, que se pueden correlacionar con la parte superior de la unidad Capas de la Ermita por su posición estratigráfica. Ambas unidades tienen una escasa extensión lateral y aparecen en la región de Molina de Aragón y en la zona de Cañete-Albarracín. En la serie de Chóvar-Eslida se han reconocido recientemente materiales volcánicos equivalentes a los que aparecen en la parte inferior de la unidad Capas de la Ermita (López-Gómez et al., 2002).
Secuencia deposicional 2 (S.D. II).- De edad Pérmico Superior (Thuringiense). Compuesta por unos conglomerados en la parte inferior definidos como Fm. Boniches que aparecen discordantes sobre el ciclo anterior o sobre el Paleozoico inferior, por la Fm. Lutitas y Areniscas de Alcotas, que consiste en lutitas y areniscas rojas, y por la unidad Capas de Montesoro, equivalente lateral de ta unidad anterior. Las dos primeras formaciones aparecen en la región de Boniches hasta Chelva, mientras que la última aparece en la zona de Molina de Aragón.
Secuencia deposicional 3 (S.D. 3).- De edad Pérmico Superior (Thuringiense) a Triásico Inferior y Medio (Scytiense-Anisiense). Es una secuencia de características muy uniformes que se encuentra en casi toda la Cordillera Ibérica, excepto en el umbral de Cueva de Hierro. Está formada por los Conglomerados de la Hoz del Gallo, discordantes bien sobre el ciclo anterior, también sobre el ciclo I o sobre el Paleozoico inferior, y por la Unidad Areniscas de Rillo de Gallo y Fm. Areniscas del Cañizar, equivalentes laterales y formadas por areniscas arcósicas o cuarcíticas rosadas. A techo se pueden encontrar lutitas pertenecientes a la Unidad Nivel de Prados o un hiato con decoloración, raíces y costras ferruginosas que indican una suave erosión y exposición subaérea prolongada. La Unidad Hoz del Gallo aparece desde Cañete hacia el NW, mientras que las Areniscas del Cañizar y Rillo de Gallo se presentan en toda la Cordillera.
Secuencia deposicional 4 (S.D. IV).- De edad Triásico Medio (Anisiense). Su desarrollo lateral es más irregular que el ciclo anterior. Se compone de la Formación Limos y areniscas de Eslida, formada por areniscas y lutitas y discordante sobre la Fm. Cañizar por un hiato sedimentario, y por la Fm. Marines, formada por lutitas, margas y yesos y depositadas ya en un ambiente marino somero. Estas dos formaciones aparecen desde la zona de Teruel hasta la costa mediterránea y son equivalentes laterales de las unidades Areniscas del Río Arandilla y parte de la unidad Limos y Areniscas de Rillo respectivamente, que aparecen al W del umbral de Cueva de Hierro.
Secuencia deposicional 5 (S.D. V).- De edad Triásico Medio-Superior (Anisiense-Ladiniense). Representa la facies Muschelkalk donde hay sedimentación carbonatada marina y los depósitos siliciclásticos equivalentes hacia el W. Consta de tres formaciones: Formación Dolomías de Landete, Fm. Areniscas, Margas y Yesos de El Mas y Fm. Dolomías y Calizas de Cañete. Estas tres formaciones aparecen desde la zona de El Paraíso hasta Albarracín, mientras que en la costa mediterránea sólo hay un nivel carbonatado denominado tipo Levantino-Balear (TLB). Estas formaciones son equivalentes a las unidades siliciclásticas Limos y Areniscas de Rillo (parte superior de la unidad) y Limos y Areniscas abigarrados de Torete y a las carbonatadas Dolomías de Tramacastilla y Dolomías, Margas y Calizas de Royuela respectivamente, que aparecen desde el área de Molina de Aragón hacia el E. La Formación Dolomías de Albarracín, equivalente a la Formación Dolomías de Landete, desaparece en onlap sobre el umbral de Cueva de Hierro, mientras que la última de ellas superó por el N este umbral, pasando los últimos carbonatos de esta formación lateralmente al techo de la Unidad Limos y Areniscas de Rillo, al E de Molina de Aragón.
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| Figura nº 8: Secuencias deposicionales Triásicas. |
En la Cordillera Ibérica hay un conjunto de afloramientos del zócalo varisco de los cuales, unos de los más importantes por su extensión, se encuentran cerca de Calatayud. La sucesión estratigráfica en estos macizos es muy completa con una serie paleozoica que abarca desde el Cámbrico al Carbonífero y que se sitúa sobre materiales Precámbricos. Esta zona es una prolongación de la Zona Asturoccidental-Leonesa, definida dentro de la zonación que establecido por Lotze (1945) del Macizo Ibérico. La estructura interna de los afloramientos del zócalo es consecuencia de la deformación hercínica, causante de un metamorfismo de grado bajo a muy bajo. La macroestructura tectónica está formada por anticlinales de dirección NW-SE, afectados por fallas tardihercinicas longitudinales y transversales que llegan a poner en contacto los materiales paleozoicos con rocas mesozoicas e incluso, terciarias. Estas fallas fueron posteriormente reactivadas durante los movimientos alpinos. En la zona hay dos fases de deformación hercínicas, la primera fase está caracterizada por pliegues con esquistosidad de plano axial, con orientación NW-SE. En la segunda fase se generan cabalgamientos, paralelos a las estructuras anteriores. Algunos autores (Vilchez, 1986) proponen la existencia de una fase anterior caracterizada por pliegues de dirección NW-SE con esquistosidad de plano axial.
Los materiales más antiguos aflorantes en la Cordillera Ibérica son una sucesión precámbrica de pizarras y areniscas, con un tramo de liditas intercalado. La sedimentación cámbrica es discordante sobre el Precámbrico y forma la siguiente sucesión las siguientes formaciones de muro a techo: Fm. Cuarcita de Bámbola (cuarcitas, conglomerados y pizarras); Fm. Capas de Embid (areniscas, pizarras y cuarcitas); Fm.Capas del Jalón (pizarras, areniscas y dolomías); Fm. Dolomía de Ribota (dolomías y calizas); Fm. Pizarras de Huérmeda (pizarras y areniscas) y Fm. Arenisca de Daroca (areniscas, cuarcitas y pizarras). Estas formaciones están datadas como Cámbrico Inferior (Sdzuy, 1971). El Tremadoc está representado por la Formación Borrachón (pizarras y areniscas); Formación Deré (cuarcitas y pizarras) y la Formación Santed (pizarras con intercalaciones cuarcíticas) en cuya parte superior se encuentra el límite Tremadoc-Arenig. Sobre ella se encuentran la Cuarcita Armoricana (cuarcitas en facies armoricana), la Formación Castillejo y la Formación Fombuena (pizarras y areniscas, con dos niveles de hierro oolítico) y las Calizas de Cistoideos (calizas y margas), última formación de edad Ordovícido. El Silúrico está representado por las formaciones: Pizarras de Orea (pizarras y areniscas), Cuarcita Blanca (cuarcitas) y la Formación Bádenas (pizarras).
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| Figura nº 9: Esquema litoestratigráfico del Paleozoico Inferior de la Cordillera ibérica (IGME). |
Los materiales precámbricos y paleozoicos que constituyen los macizos aflorantes en la Cordillera Ibérica presentan una estructura interna resultado de la superposición de tres fases de deformación, cuyas características son:
- Primera fase: Es la más importante en la zona, está caracterizada por pliegues de dirección NW-SE, con inmersiones variables al NW y SE, verticales o vergentes al NE, acompañados de una esquistosidad de plano axial. El desarrollo de la deformación se inicia con una etapa de plegamiento por "buckling" seguida de una etapa de aplastamiento en la que se genera la esquistosidad. En esta etapa tiene lugar un metamorfismo de grado bajo a muy bajo. La deformación finaliza con una intensificación del plegamiento mediante un mecanismo de flexodeslizamiento.
-Segunda fase: da lugar a la formación de fallas inversas y cabalgamientos, homoaxiales con las estructuras anteriores. Corresponde al tránsito de una deformación dúctil-frágil a una deformación frágil. Estas estructuras se encuentran modificadas por etapas de fracturación posteriores.
-Tercera fase: origina pliegues de direcciones NW a WNW, verticales o vergentes al E con esquistosidad de crenulación desarrollada en las capas incompetentes. Estas deformaciones tienen lugar durante los tiempos hercínicos (Carbonífero Inferior) y constituyen una secuencia deformacional semejante a las definidas en otras áreas de la Zona Asturoccidental-Leonesa dentro del Macizo Ibérico y en la Sierra de la Demanda.
El Paleozoico de Montan aflora a favor de una fractura (Falla de Pina) de dirección ibérica (NW-SE) con un asomo principal que aflora en la carretera de Montan a Caudiel y una serie de afloramientos muy pequeños jalonando la falla en una longitud de 6 kilómetros. La Falla pone en contacto el Paleozoico Inferior (Silúrico) con el Muschelkalk y un pequeño pinzamiento de arcillas abigarradas del Keuper, por lo que su salto mínimo seria de 300 metros.
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| Figura nº 11: Perfil geológico del Macizo de Pina (Montan; Castellón) |
En la cartografía digital del IGME los materiales paleozoicos que afloran en Montan se asignan a la Formación Bádenas (CARLS, 1965). Esta formación presenta en el Sistema Ibérico una potencia variable: entre 300 y 400 m en la Rama Castellana, aunque aquí no aflora de manera completa, y entre los 900 y 1.400 m en la Rama Aragonesa (ROBARDET y GUTIÉRREZ-MARCO, 2002). En la Formación Bádenas se han encontrado varios niveles con faunas; así, en los niveles de lutitas negras se han encontrado graptolitos que indican una edad que iría desde el Aeroniense terminal (Llandovery) hasta el Ludfordiense temprano (Ludlow) según GUTIÉRREZ MARCO y STORCH (1998); estos niveles también contienen braquiópodos, bivalvos, cefalópodos, euriptéridos, filocáridos, cornulítidos, trilobites y conodontos.
En la cartografía del IGME se describe Formación Bádenas del Llandovery inferior a Ludlow superior de la siguiente manera: La Formación Bádenas es la Unidad predominante en el Silúrico de la Ibérica presentando por lo menos unos 900 metros de espesor. Los macrofósiles son muy escasos, y la formación fuertemente tectonizada. Se subdivide en los 5 miembros; a, b, c, d y e. Los sedimentos dominantes (80%) de la Unidad son las pizarras arcillosas muy finas y ricas en sulfuros que por su naturaleza blanda facilitan una erosión muy fuerte que conduce a la rápida evolución de "Badlands", sobre todo en el grueso miembro pizarroso basal (a).
En la Unidad hay abundantes intercalaciones limolíticas y/o finamente arenosas de pobre granoselección (varios tramos de Miembro a y en el Miembro e). Arenas finas bien estratificadas forman bancos centimétricos a decimétricos ó niveles de lentejones con estructuras flaser, que llevan ripples. Dos miembros (b y d) son ricos en bancos gruesos de areniscas y cuarcitas depositadas en aguas movidas; ocasionalmente se intercalan bancos de cuarcita también en los miembros arcillosos. La fauna bentónica es en general escasa y sólo se halla en tramos arenosos, donde puede ser abundante. Se han encontrado escasos graptolites se han hallado en muchas localidades ello a pesar de que las pizarras finas ampelíticas se hubieran prestado a su preservación. La interdigitación de niveles con graptolites y faunas bentónicas da cierta importancia bioestratigráfica a la sucesión faunística. El grosor total de la Formación Bádenas está comprendida entre 900 y 1400 metros; las mayores variaciones de espesor radican en el Miembro a. La edad abarca desde el Llandovery superior hasta Ludlow superior.
De muro a techo tenemos los siguientes miembros:
El miembro inferior a: es el más pizarroso presenta tramos de 50 metros de ampelitas finas y también alternancias de pizarras y limolitas y grupos de bancos arenosos. Su potencia, calculada de la cartografía, es 400 metros como mínimo, aunque la secuencia completa del Miembro a se desconoce aún. Varios afloramientos con graptolites permiten dataciones (WEHNER, 1984), la base del Miembro a lleva Rastrites sp. v Monograptus cf. sedgwicki (PORTLOCK 1843) y parece comenzar en la zona de graptolites 21 (base del Llandovery superior). A 150 m encima de la base, Petalograptus cf. altissimus (ELLES & WOOD D 1908) indica el intervalo de zonas 21-22. Casi 100 metros debajo del techo del miembro, aparece Monograptus of. marri PERNER 1897 que nunca se encuentra por encima de la zona 24. No se conocen graptolites más recientes por lo que este miembro se encontraría en el Llandovery superior.
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| Figura nº 12: Pizarras negras con graptolites (Localidad: Checa). |
En partes bajas y medias del Miembro a, algunos niveles detríticos más gruesos (cuarcitas, areniscas y limolitas). Localmente también hay Homalonotidae, Dalmanellidae gen. indet., crinoideos enteros, cefalópodos ortocónicos y restos de Eurypterida. Algunos bancos de grano grueso (microconglomerado) aparecen a 50 metros por debajo del techo y parece tratarse de un paleocanal individual.
Miembro b: Formado por una alternancia de limolitas areniscas y cuarcitas entre ampelitas con una potencia de 50 metros. Cerca de la base del miembro siempre aparece una rica icnofauna con "burrows" horizontales y pequeños Rusophycus sp. y Cruziana?. El miembro se subdivide en 2 paquetes; en el centro de cada paquete hay un banco de cuarcita de hasta 2 m de espesor y persistente por toda la zona. Aparte de muy escasos ortoceratidos, no aparece más macrofauna. Destacando de su muro y techo más blandos este miembro forma pequeñas crestas y alturas.
Miembro c; Su potencia máxima se ha calculado en 230 metros. Las litologías dominantes son las pizarras limolíticas, disminuyendo las pizarras arcillosas. En el techo hay una docena de metros de pizarras duras y tableadas, de color gris claro y muy características. En algunos puntos se han hallado cefalópodos orto y cirtocónicos ("Cyrtoceras") en la parte alta del miembro. En la parte media del Miembro aparecen graptolites como Monograptus of. flexilis ELLES 1900 que se delimita a la zona 29 (Wenlock medio). Monograptus of. priodon BRONN 1835 que no pasa de la zona 31 (WEHNER 1984). Conforme la datación seria Wenlock.
El Miembro d: Morfológicamente poco destacado, presenta un grosor de 45 metros, abundan las cuarcitas y areniscas con fauna. En su base hay una alternancia con bancos de cuarcita gris, con abundantes restos de crinoideos, que forma un importante nivel guía. En la mitad superior hay areniscas fosilíferas algo calcáreas; de estas se extrajeron conodontos (CARLS 1977): Ozarkodina saKitt (WALLISER 1964) y Oz. excavata (BRANSON & MEHL 1933), consideradas, según WALLISER (1964), del Ludowiense basal. La macrofauna comprende los trilobites Homalonotidae, Mimocryphaeus altecostatus GANDL 1972, Chimaerastella chimaera GANDI, 1972, Leonaspis cf. leorhardi (BARRANDE 1846), los braquiópodos Baturria edgelliana simonae CARLS 1974, Eostropheodont sp. F. Stroptiochonetes (S.) cingulatu RACHEBOEUF 1981, Stegerhynchus? sp., el bivalvo Actinopteri sp. y otros como gasterópodos, hyolitidos, y crinoideos.
Ecológicamente, esta asociación bentónica es muy similar a aquellas, menos ricas, que se hallan en el Miembro a y representa una plataforma arenosa somera.
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| Figura nº 13: Cuarcitas y pizarras paleozoicas en la carretera de Montan. |
El Miembro e; con un grosor de 145 metros y forma recesos morfológicos porque es predominantemente pizarroso. En las pizarras finas y negras se intercala un paquete basal con algunos banquitos centimétricos de areniscas y limolitas y una alternancia arenosa con areniscas y cuarcitas en bancos decimétricos en la base del paquete superior. Los últimos bancos aumentan en espesor hacia E.
En el paquete basal se ha determinado Saetograptus leintwardinensis primus BOUCEK 1936 que indica la zona 36 (=Ludlow medio). Encima de las cuarcitas fuertes del paquete se hallan siempre en lajas de arenisca y cuarcita finas con Saetograptus fritschi linearis BOUCEK 1936 y Monograptus dubius (SUESS 1851); estos graptolites corresponden al Ludlow superior. El techo de la Fm. Bádenas se halla, por consiguiente, próximo al límite Ludlow/Pridoli. A estos últimos graptolites se asocian tanto el braquiópodo epiplanetónico Strophochonete (Hypselonetes) vinearum RACHEBOEUF 1981 como los bentónicos Camarotoechia nuculo, Howellella cf. elegans También aparecen los bivalvos: Actinopteria sp. (bentonico) y Panenk sp. (epiplanctonico), los fósiles de Eurypterida representan el necton.
La Formación Bádenas constituye el relleno y colmatacion de una de una de las cuencas con mayor subsidencia de las existentes durante el llandovery Superior-Ludlow Superior en la Peninsula Ibérica. La sedimentación de areniscas y cuarcitas fosilíferas tuvo lugar en un medio marino con aguas someras y bien oxigenadas. Las ampelitas también representan periodos de aguas calmas y la presencia de acritarcos indican una interferencia entre influencias costeras y pelágicas. Las macrofaunas pelágicas (graptolites, etc...) indican una sedimentación en una plataforma marina fangosa con influencias costeras que parecen haber programado de E a W.
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| Figura nº 14: Cronoestratigrafia del Paleozoico. |
En la Memoria de la Hoja 614 (MANZANERA) del lGME se describe el afloramiento del Paleozoico en Montan de la siguiente manera:
1.1 SILURICO (S):“en ausencia de todo argumento paleontológico y por lo tanto con las debidas dudas, referimos a este sistema una serie de esquistos lustrados verdosos y de calcoesquistos grises con pequeñas intercalaciones de areniscas finas cloritosas, que aparecen localmente a favor de un accidente bajo los depósitos del Buntdsandteint (Barranco del Mas del Moro). El mayor espesor visible de esta formación paleozoica, difícil de valorar en razón de numerosos repliegues internos, es del orden de 30 metros (Venta de la Sardina al Sur de Montán)”.
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| Figura nº 15: Mapa geológico (IGME) del asomo paleozoico de Montan (Castellón) |
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| Figura nº 16 : Pliegue tumbado causado por el arrastre ocasionado por el cablgamiento de las pizarras y cuarcitas paleozoicas sobre las lutitas rojas del Pérmico. |
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| Figura nº 17: Contacto mecánico entre las margas abigarradas del Keuper y las cuarcitas blancas y lutitas rojas del Buntsandtein. |
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| Figura nº 18: Tren de pliegues anticlinal-sinclinal-anticclinal desarrollado en las cuarcitas y pizarras silúricas (Montan; Castellón) |
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| Figura nº 19: Estructuras sedimentarias a pequeña escala. Laminaciones paralelas. |
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| Figura nº 20: Estructuras sedimentarias a gran escala. Estratificaciones cruzadas. |
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| Figura nº 21: Interestrato de pizarras verdes oscuras con marcada esquistosidad. |
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| Figura nº 22: Pizarras negras y areniscas ferruginosas. |
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| Figura nº 23: Principales litologías aflorantes |
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| Figura nº 24: Pizaras negras lajosas muy similares a las del yacimiento de graptolites de Checa. |
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| Figura nº 25: Pudingas pérmicas. Formación Boniches (Pérmico) |
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| Figura nº 26 : Lutitas rojas masivas (Formación Alcotas?) del Buntsandtein indiferenciado del Macizo de Pina (Montan). |
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| Figura nº 27: Cuarcitas blancas (rodeno) con estructuras sedimentarias lenticulares. Buntsandtein indiferenciado (Montan; Castellón). Posiblemente una intercalación de areniscas cuarcíticas en la Formacion Limos y Areniscas de Alcotas del Pérmico superior. |
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| Figura nº 28 : Calizas dolomíticas negras, tableadas y seudonodulosas con vetas de Calcuta blanca. |
La serie triásica termina con las margas abigarradas del Keuper con una facies muy diferente al resto de las presentes en Montan (Ver figura nº 17) y que se encuentran intensamente replegadas.
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| Figura nº 29: Columna sintética del Permotriásico de Montan. Modificada del IGME. |
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| Figura nº 30: Cabalgamiento muy tendido se las pizarras y areniscas paleozoicas (Silúrico) sobre las Lutitas rojas pérmicas (Formación Alcotas). |
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| Figura nº 31: tren de pliegues de la Figura 18. |
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| Figura nº 33: Pliegue anticlinal recto y abierto desarrollado en areniscas ferruginosas. |
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| Figura nº34: Monoclinal abierto desarrollado en dolomias del Muschelkalk (Triásico Medio). |
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| Figura 35:Esquema de la formación de drag folds |
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| Figura nº 36: Pliegue parásito en S o cilindrico en cuarcitas y pizarras silúricas. |
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| Figura nº 37: Pliegues en cofre desarrollado en areniscas ferruginosas finamente estratificadas |
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| Figura nº 38: Profundidad de los distintos niveles estructurales y tipo de estructuras de plegamiento. |
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| Figura nº 39 : Intensa deformación de una tramo de pizarras y areniscas silúricas. Se aprecia un plegamiento flesural acompañado de una esquistosidad de plano axial. So= estratificación. |
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| Figura nº 40: Esquistosidad de plano axial en un pliegue sinclinal. La esquistodidad esta marcada por venillas mineralizadas posiblemente por algún mineral de hierro. |
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| Figura nº 40: Esquistosidad grosera afectando a estratos gruesos de cuarcitas (So= estratificación. S1= esquistosidad). |
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| Figura nº 41: Etapas de formación de la esquistosidad. |
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| Figura nº 42: Segregación de cuarzo blanco en forma de vetas que aparecen en disposición paralelas en un interestrato pizarroso entre cuarcitas ferruginosas laminadas. |
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| Figura nº 43: Fracturas ortogonales a la estratificación con segregación de cuarzo. |
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| Figura nº 44: Estrías de falla marcadas en una veta de cuarzo sobre un plano de estratificación, |
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| Figura nº 45: Cabalgamiento muy tendido de las pizarras paleozoicas (Silúrico) sobre las lutitas rojas y areniscas del Buntsandtein (Formacion Alcotas del Pérmico) |
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| Figura nº 46: Ensayo de nueva disposición cartográfica. |
EDAD GEOLOGICA:
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| Figura nº 47: Columna estratigráfica de la Hoja 566 (CELLA) del MAGNA |
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| Figura nº 48: Situación del afloramiento del paleozoico de Montan respecto a las principales zonas geológicas del macizo hercínico con afloramientos en la Cordillera Ibérica. |
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| Figura nº 49: Fuente del Madroñal |
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| Figura nº 50: Croquis del sondeo La Torre (Montan). |
