LAS VULCANITAS JURASICAS DE CAUDIEL

RESUMEN

En este articulo describiré un afloramiento, que creo es un buen ejemplo, de rocas vulcanoclásticas intercaladas entre sedimentos carbonatados jurásicos. Las rocas afloran en la carretera de Caudiel a Higueras (Castellón) y se trata cineritas, del grupo de las rocas piroclásticas, concretamente de piropsefitas y piropelitas de color verde, generadas por un volcánico alcalino, vulcanoclástico y multiepisódico, originado a favor de fracturas tardihercínicas en una fase distensiva postrift y emplazado en zonas intermareales de baja profundidad. Este afloramiento se ubica en la Franja Volcánica de Caudiel (Ortí Cabo, 1980) y las rocas se formaron a partir de un magma mantélico de afinidad alcalina, con baja tasa de fusión parcial, generado en un antiguo “punto caliente” situado en la zona limítrofe de las Provincias de Valencia, Castellón y Teruel (Sierra de Javalambre) dentro del Sector Valenciano de la Cordillera Ibérica.

ABSTRACT

In this paper we describe an outcrop, which I think is a good example, volcaniclastic rocks intercalated between Jurassic carbonate sediments. The rocks outcrop in the road Caudiel to Higueras (Castellón) and are cineritas is the group of pyroclastic rocks, specifically piropelitas piropsefitas and green, generated by a volcanic alkaline vulcanoclástico and multiepisódico, caused for fractures in postrift extensional phase and set in shallow intertidal areas. This outcrop is located in the Fringe Volcanic Caudiel (Orti Cabo, 1980) and the rocks were formed from a mantle magma alkaline affinity, low rate of partial melting, generated in an old "hot spot" located in the border of the provinces of Valencia, Castellón and Teruel (Sierra de Javalambre) within the sector Valencian of the Iberian Range.

ANTECEDENTES:

Al igual que en el caso de las rocas paleozoicas, también se tiende a considerar que las rocas ígneas son prácticamente inexistentes en la Comunidad Valenciana y de hecho de ellas solo hay dos manifestaciones conocidas: el Volcán de Cofrentes en Valencia y las Islas Columbretes en Castellón. En este artículo intentare mostrar que, como en el caso del Paleozoico, esto no es cierto y que las manifestaciones ígneas en la Comunidad son más importantes y más abundantes de lo que se cree.

Figura nº 1: Esquema de un "punto caliente"

De hecho, durante el Mesozoico, se desarrollo un “punto caliente” en la zona limítrofe de Valencia, Castellón y Teruel. Alvaro et al (1980) llegaron a esta conclusión al comprobar que la gran cantidad de manifestaciones volcánicas existentes en esta zona pudieran ser tan sólo los escasos testigos restantes de un complejo volcánico de más amplia distribución regional, que en gran parte puede haber sido desmantelado por la erosión y en parte no aflorar.



Según Ortí Cabo (1980) en la Cordillera Ibérica los afloramientos de rocas de origen volcánico se disponen en dos alineaciones principales: La Alineación Piroclástica de Alcublas y la Franja Volcánica de Caudiel que es la principal y donde las manifestaciones efusivas son más numerosas y más importantes.

Estas dos alineaciones del vulcanismo jurásico están separadas por la Línea Ofítica de Altura en la que abundan las rocas ofíticas enclavadas en las formaciones evaporiticas del Triásico Superior (Keuper) en un momento de distensión cortical con marcada subsidencia diferencial. En la siguiente figura se puede ver la disposición de estas alineaciones volcánicas.

Figura nº 2: Disposición de las principales alineaciones volcánicas (Ortí Cabo, 1980)

Estas alineaciones volcánicas nos indican que la actividad del “punto caliente de Valencia – Castellón” durante el Mesozoico esta relacionada con los sistemas de discontinuidad del zócalo hercínico y sigue preferentemente la dirección NW-SE del valle del Río Palancia, conformando una “zona ígnea” que coincide con una división de los dominios paleogeográficos existentes durante el Mesozoico, desarrollándose a ambos lados de esta “zona ígnea”, espesores y facies netamente diferentes. Esta “zona ígnea”, también debe estar relacionada, desde el punto de vista estructural, con las fracturas alpinas que han elevado el bloque triásico de la Sierra de Espadán - Macizo de Pina, dejando aflorar el zócalo hercínico.

Todo esto parece indicar la existencia de un elemento estructural que, en el sector valenciano, constituiría una pieza importante en la articulación entre el Maestrazgo y el extremo septentrional de la rama castellana de la Cordillera Ibérica. Gómez (1979) demuestra la actuación durante el Jurásico de un elemento estructural de este tipo que el denomina “Zona de falla de Caudiel”. En la siguiente figura se pueden ver las principales fracturas tardihercínicas donde he incluido esta zona de falla.

Figura nº 3: Principales fracturas tardihercínicas y la Zona de Falla de Caudiel

Concretando, La Franja Volcánica de Caudiel presenta una direccion típicamente ibérica (NE-SW) y en ella afloran rocas del tipo de los traquibasaltos con fenocristales de olivino y piroxeno dentro de una matriz de plagioclasas. Estas rocas volcánicas estan intercaladas dentro de la parte media de la Formación Carbonatada de Chelva, siendo su edad Bajociense.

Como ya se ha indicado las emisiones volcánicas aprovecharon las lineas de debilidad que configuranban los dos sistemas de desgarros tardihercínicos de la Cordillera Ibérica, el sistema de desgarre típicamente ibérico (NW - SW) y el sistema de desgarre transversal a este, principalmente La Falla Requena - Mora. Esta Falla debio de jugar un papel muy importante (Alvarro et al.) en la formación de la Tranversal Volcanica Alcublas - Caudiel.

Las emisiones volcánicas se produjeron en uno de los momentos de intenso colapsamiento de la plataforma carbonatada jurásica y de mayor transgresión marina, coincidiendo en el tiempo con la mayor actividad tectonica en la Cordilleta Ibérica (Aaleniense - Bajociense Inferior) y con la reactivacion de la Falla de Caudiel.

Según los recientes modelos de evolución geotectónica para la cuenca de sedimentación ibérica, las manifestaciones volcánicas de Javalambre serían de tipo tardío, produciéndose durante el estadio de subsidencia térmica postrift de edad Jurásico Inferior y Medio (Salas y Casas 1993). Esta etapa de subsidencia térmica sucedió a la importante etapa de subsidencia por rift de edad Pérmico superior- Hettangiense, durante la cual tuvo lugar volcanismo sinrift de afinidad alcalina en los márgenes SW (zona de Valencia) y NE (zona del Bajo Ebro) de la cuenca ibérica.

En resumen, el volcanismo tardío de edad jurásica de la Sierra de Javalambre sería la continuación del volcanismo sinrift triásico y se desarrollaría durante la etapa de contracción y relajación térmica de la corteza que sucedió al estadio de rift triásico (Martínez González et al., 1996).

DESCRIPCION DEL AFLORAMIENTO:

El afloramiento se localiza en el P.K. 26 de la carretera de Caudiel a Higueras (CV 203) en el paraje Collado de la Cruz. Siendo sus coordenadas UTM las siguientes:

X	Y	Z
710860	4427400	690

Figura nº 4: Situacion del corte en la carretera de Caudiel a Higueras.



Las tobas o cineritas de Caudiel, están intercaladas en la Formación Carbonatada de Chelva del Dogger (Bajociense/Bathoniense – Calloviense). En Alcublas unas rocas similares están atribuidas al Bajociense Inferior. En la siguiente figura se puede ver el mapa geológico correspondiente Hoja 639 (Jérica) del MAGNA.

 

Figura nº 5: Mapa Geológico de Caudiel (Hoja de Jérica del MAGNA)

En este caso las cineritas están cartografiadas como V3 a techo de la Formación Carbonatada de Chelva en el Bathoniense – Bajociense (Dogger) tal como se puede apreciar en la columna estratigráfica de la siguiente figura:

   Figura Nº 6: Columna litoestratigrafica de la zona (según MAGNA)

Una cinerita es una roca vulcanoclástica del grupo de las rocas piroclásticas, originada por la acumulación y compactación de piroclástos aportados por erupciones volcánicas explosivas. En el caso de Caudiel se trata de un depósito de grano muy fino (arcillas verdes) con clastos dispersos más gruesos de lapilli de color marrón (basaltos) y de unas areniscas muy gruesas y/o microbrechas cementadas que se desarrollan tanto a techo como a muro de las arcillas verdes.

El conjunto presenta un espesor de unos 40 metros, aunque pueden llegar a los 100 metros y afloran a lo largo de 2.500 metros en dirección Norte – Sur.

La clasificación de las rocas piroclásticas por tamaños es la siguiente:

De muro a techo tenemos:

Lapillitas (Piropsefitas): el muro de esta litología no aflora por la presencia de los depósitos de relleno de un pequeño barranco. Litológicamente se trata de microbrechas consolidadas (“lapillita”) de color marrón averdosado en bancos submétricos con estratificación paralela y disyunción bolar (ver fotografía de la siguiente figura). Presentan interestratos de pocos centímetros de espesor de arcillas (chonitas) verdes. Dentro de los estratos de lapillitas se puede diferenciar un tipo de granoclasificación muy grosera que dan lugar a un bandeado muy poco marcado. Apetecen algunos clastos de mayor tamaño (varios centímetros) muy alterados algunos de ellos rodeados por una costra dura.

Figura nº 7: Niveles basales del afloramiento vulcanoclástico

Figura nº 8: Niveles basales del afloramiento vulcanoclástico

Litológicamente se trata de una brecha compuesta por clastos de 0,5 a 1 centímetro, angulosos y subesféricos, en un 99 % son clastos de origen volcánico (lapillis de basaltos y olivinos)), habiéndose observado la presencia de algún clasto calcáreo y otros muy alterados de origen desconocido. La microbrecha se presenta fuertemente cementada por calcita cristalizada de color blanco y verde formando un “lapilli armado”, un indicador claro de una deposición en caliente.

Figura nº 9: Microfotografía de la lapillita, con la presencia de un solo clasto calcáreo.

Hacia el techo se van haciendo cada vez más abundantes las arcillas verdes (“chonitas”) hasta que llegan a constituir un tramo homogéneo de varios metros de espesor de chonitas verdes con fragmentos de lapilli (basaltos de color marrón), tal como se puede ver en las siguientes imágenes.

Figura nº 10: Secuencia litoestratigráfica.

En la siguiente fotografia se puede apreciar un detalle de las arcillas verdes (chonitas) pudiendose llegar a apreciar los fragmentos de lava volcánica ( lapillis) dispersos por las arcillas.

Figura nº 11: Chonitas verdes con lapilli (fragmentos marrones)

Los fragmentos volcánicos aparecen dispersos entre las chonitas y se trata de lapillis muy angulosos y subféricos de roca basáltica con fenocristales de olivino y de piroxeno:

Figura nº 121: Microfotografía de un fragmento de roca volcánica (lapilli) con fenocristales

Figura nº 13: Microfotografía de un lapilli con cristales de olivino y piroxeno

A techo del tramo de chonitas vuelven a aparecer un nivel de lapillitas con las mismas características del situado a muro (ver fotografía de la figura nº 9).

Frecuentemente, la aparición de material volcánico aparece asociada a la silicificación diagenética de los carbonatos infra y suprayacentes, en Caudiel esta silidificación es muy intensa en las calizas situadas inmediatamente a techo de las cineritas. Se trata de unas calizas esparíticas de color marrón, intensamente recristalizadas y silidificadas, de gran dureza. Su espesor es de unos 4 – 5 metros y aparecen en bancos métricos y submétricos.

 Hay que tener en cuenta que la gran cantidad de silex (calizas silidificadas y de niveles con nódulos de silex) existente en el Jurásico del sector valenciano de la Cordillera Ibérica y especialmente en el Dogger, tiene su origen en este volcanismo.

Figura nº 14: Aspecto de las calizas silidificadas.

Por encima de estas calizas solidificadas aparecen calizas de color gris claro fosilíferas, atribuidas al Oxfordiense (Formación Calizas con esponjas de Yátova).

Figura 15: Calizas oxfordienses a techo del episodio volcánico.

ORIGEN DE LOS DEPOSITOS VULCANOCLÁSTICOS:

La mayoría de los depósitos vulcanoclásticos se formaron mediante fragmentación piroclástica provocada por explosiones freatomagmáticas y deposición subacuática y/o subaérea, en las que el magma interaccionó directamente con aguas lo suficientemente someras como para que fuera posible la expansión del vapor sobrecalentado. El material resultante de estas manifestaciones explosivas se compone de clastos de origen heterogéneo, desde lava juvenil hasta fragmentos del encajante sedimentario.

Los mecanismos de fragmentación y emplazamiento de estos materiales pueden ser de dos tipos destacando, por su abundancia, los emplazados mediante caída de piroclastos de dispersión horizontal (depósitos de air-fall):

Figura nº 16: Tipos de flujos piroclásticos.

 

Piroclástos de caída (pyroclastic fall): son depósitos que cubren uniformemente la topografía, presentan laminación y estratificación planoparalela de fragmentos tamaño ceniza-lapilli bien clasificados por tamaños, pudiendo presentar granoclasificación normal o inversa, el espesor del depósito y el tamaño de los fragmentos disminuye según es mayor la distancia al centro emisor. Se emplazan a baja temperatura. Se dividen en depósitos debidos a la lluvia de piroclástos o depósitos de proyección balística.

Figura nº 17 Tipos de piroclastos

Hay otro tipo de depósitos piroclásticos que también pueden dar origen estos depósitos:

Oleadas piroclásticas (“surge”) son corrientes turbulentas fluidificadas con una relación de partículas/gas baja. Son características de explosiones freatomagmáticas y también se dan asociadas a las coladas de piroclástos en las erupciones de tipo explosivo. Estas oleadas cubren la superficie y presentan estructuras sedimentarías como laminaciones, suelen presentar “lapilli acrecional”, material fino y una buena clasificación por tamaños.

Estos depósitos pueden estar intensamente litificados por procesos de hidrotermalismo y se supone que poseen un cierto grado de removilización epiclástica (posterior a la deposición volcánica). Este hecho resulta fácilmente justificable para los medios marinos someros en que se dieron las manifestaciones. En ocasiones el grado de removilización epiclástica se evidencia en forma de estratificaciones cruzadas de bajo ángulo. Otro posible origen seria por flujos piroclásticos generados en medio marino, en los que la mezcla con el agua provoca que tenga lugar una deposición mixta entre flujos piroclásticos y deposición sedimentaria de un flujo acuoso de alta densidad o “grain flow”.

Figura nº 18: Lapillita con abundantes cristales de olivino.

En definitiva, el emplazamiento submarino se contradice con las evidencias de emplazamiento en caliente, y de las estructuras y texturas originales que estas rocas podrían presentar como resultado de la actividad volcánica primaria. Por ello, podemos concluir que la deposición no fue volcánica primaria estrictamente dicha, sino que la influencia de procesos sedimentarios posteriores fue importante. Algunos afloramientos, entre ellos el de Caudiel, presentan rocas con lapilli armado (ver figura nº 8), que es claro indicador de emplazamiento en caliente. Una posible explicación a este hecho es que, aquí, la lámina de agua sería menor que en los depósitos anteriores, de modo que se conservarían características de la deposición volcánica directa.

COMPOSICION MINERALOGICA:

Martínez Gonzalez et al. en un articulo publicado en Geogaceta (1996) estudian la composición mineral de un afloramiento vulcanoclástico en la Sierra del Javalambre (Teruel). Este afloramiento esta datado en el Prebajociense medio y pertenece a la Parte Media (informal) de la Formación carbonatada de Chelva, es decir es completamente asimilable al pulso volcánico que formo el afloramiento de Caudiel. A techo de las rocas vulcanoclásticas afloran los restos de una colada basáltica cuyas rocas ígneas masivas, menos alteradas que las volcanoclásticas, han permitido investigar la caracterización petrológica de este magmátismo. Los basaltos de las coladas presentan una textura porfídica, con una matriz microlítica compuesta predominantemente por microlitos de plagioclasa y feldespato potásico, además de clinopiroxenos (Ti-augitas), algún olivino y opacos subordinados (ilmenita, Ti-magnetita y aislada espinela). En la siguiente imagen se puede ver una lámina delgada típica de un basalto.

Figura nº 19: Lámina de basalto: fenocristales de piroxeno en matriz microcristalina

Los fenocristales suelen ocupar entre un 10 y un 15% del total de las láminas. Se encuentran cristales de subidiomorfos a alotriomorfos de olivino, parcial o totalmente alterados, preferentemente a favor de las fracturas, algunos de ellos zonificados.

Los fragmentos basálticos redondeados de entre 5 y 10 cm de diámetro, similares petrológicamente a los basaltos de las coladas, tienen fenocristales alterados de olivino y piroxeno y vesículas rellenas por adularia en los bordes y cuarzo en las zonas centrales.

Los volcanoclastos, muy alterados, permiten distinguir, en ocasiones, texturas vítreas, porfídicas, microlíticas y vesiculares. Suelen estar reemplazados por filosilicatos e incluso por calcita. El cemento es mayoritariamente calcítico, aunque también se ha observado, como cemento dolomita y cuarzo microcristalino.

En la siguiente figura se adjuntan los diagramas realizados durante el estudio de algunas muestras de rocas volcánicas similares del Javalambre (Villel) donde se confirma la composición basáltica de afinidad alcalina de este tipo de volcanismo :

CONCLUSIONES:

El afloramiento de cineritas de Caudiel se encuadra dentro de afloramientos volcánicos jurásicos de la Sierra de Javalambre. Estos materiales son mayoritariamente vulcanoclásticos, y muestran una gran variedad de mecanismos de fragmentación y emplazamiento: fragmentación piroclástica y autoclástica y mecanismos de emplazamiento piroclásticos, autoclásticosy epiclásticos con gran importancia de los fenómenos de removilización epiclásticos. Estas manifestaciones volcánicas extrusivas abarcan un periodo temporal comprendido entre el Pliensbachiense y el Bajociense y son de carácter multiepisódico, hecho evidenciado por las diferentes edades geológicas determinadas en los distintos afloramientos y por la existencia de afloramientos que presentan intercalaciones importantes de rocas carbonáticas, pudiendo llegarse a diferenciar hasta tres pulsos volcánicos.

La composición mineral de las lavas y la composición química de los clinopiroxenos han puesto de manifiesto la afinidad alcalina de este volcanismo. La composición mineralógica de varias muestras de lava corroboran su carácter alcalino y su bajo grado de diferenciación. Las lavas se formaron a partir de un magma con una baja tasa de fusión mantélica y con una composición bastante homogénea por lo que se les atribuible un origen común (punto caliente). Las emisiones volcánicas jurásicas de la Sierra de Javalambre son de tipo tardío y tuvieron lugar durante la etapa de postrift de subsidencia térmica, definida por Salas y Casas (1993) en el Jurásico Inferior-Medio.

ACTUALIZACION:

 

 En el curso de una campaña de investigación hidrogeológica que se esta llevando a cabo en el Jurásico de la Provincia de Valencia he encontrado nuevos y muy interesantes datos sobre este afloramiento volcánico, por eso a continuación procederé a actualizar este post con nuevos datos. En la Tesis de J.J. Gómez, publicada en 1,977 y disponible en Internet en los Seminarios de Estratigrafía de la Universidad Complutense de Madrid se realiza un amplio estudio de estas rocas volcánicas precisando su edad, su disposición estratigráfica y de facies, así como de su entorno geológico.

Las emisiones volcánicas de Caudiel se acumularon en el fondo marino conformando una especie de montículo cuya presencia ocasiono cambios en la sedimentación jurásica en esta zona  durante el periodo comprendido entre el Aaleniense Superior - Bajociense Inferior. La presencia de esta elevación dio lugar a cambios de facies, de espesores de las formaciones, a la aparición de discontinuidades y lagunas estratigráficas.

En la siguiente figura se puede ver el detalle del mapa geológico de la zona (SIGECO; IGME) mostrando la ubicación de las rocas volcánicas de Caudiel a techo de la Formación Carbonatada de Chelva (Dogger) y debajo de la Formación Calizas con esponjas de Yatova (Oxfordiense).

Figura nº 1: Mapa geológico del afloramiento volcánico de Caudiel (SIGECO; IGME)

Secuencia estratigráfica:

En la siguiente figura se indica la situación de las rocas volcánicas de Caudiel en una modificación de la secuencia estratigráfica del Jurásico de la Hoja de Jérica del MAGNA.

Figura nº 2: Columna estratigráfica (Hoja de Jérica del MAGNA)

Considerando lo publicado por J.J. Gómez en su Tesis Doctoral, las primeras rocas volcánicas que aparecen en Caudiel se sitúan sobre rocas sedimentarias datadas, mediante ammonites, como de edad Aaleniense (zona Murchisonae) es decir de la Formación Carbonatada de Chelva. Así mismo dentro de las rocas volcánicas se han encontrado algunos niveles de calizas que también contienen ammonites, en este caso del genero Graphoceras, que también son indicativos de una edad Aaleniense Superior. Luego todo parece indicar que esta sería la edad del volcanismo de Caudiel.

Encima de las rocas volcánicas se depositan unas calizas grises, de aspecto nóduloso, con numerosos clastos de crinoideos que llevan una intercalación de calizas con nódulos de sílex. En las calizas de crinoideos situadas a muro denominadas Calizas de crinoideos inferiores se han encontrado faunas de ammonites del Bajociense Inferior, lo mismo que las Calizas con nódulos de sílex donde se han encontrado ammonites de los géneros Stephanoceras y Chondroceras que indican una edad Bajociense. Sin embargo en las calizas de crinoideos situadas a techo (Calizas de crinoideos superiores) no se han encontrados fósiles representativos de ninguna edad, por lo que han datado teniendo en cuenta el contenido faunístico de las rocas situadas a muro y a techo como del Bajociense Medio – Superior,    

Encima de este conjunto de calizas con crinoides y nódulos de sílex aparecen unas Calizas grises con microfilamentos en las que se han encontrado ammonites de edad Bathoniense y que a techo llevan una costra ferruginosa con una gran cantidad de fauna de ammonites, entre los que aparecen Macrocephalites que permiten datar una edad Calloviense Inferior (zona Gracilis).

Sobre estas Calizas con costras ferruginosas se sitúan dos niveles de calizas rojizas con oolitos ferruginosos, el nivel inferior con ammonites del Calloviense Inferior- Medio y el nivel superior con faunas del Oxfordiense Medio-Superior, por lo tanto entre ambos niveles hay un hiato o laguna estratigráfica que abarca desde el Calloviense Superior al Oxfordiense Medio.   

Encima de este hiato o laguna estratigráfica se deposita una unidad de calizas grises de aspecto noduloso con abundantes fósiles de esponjas, esta calizas presentan una fauna de ammonites de la zona Bifurcatus, es decir de edad Oxfordiense Superior y atribuibles a la Formación Calizas con esponjas de Yátova.

En la siguiente tabla se puede ver de forma detallada la secuencia litoestratigráfica arriba descrita:

EPOCA	EDAD	Harland et al (1990)	UNIDAD LITOLOGICA
JURASICO SUPERIOR	Kimmeridgiense	154,7-152,1	Margas de  Sot de Chera
	Oxfordiense	154,7-157,1	Calizas de esponjas
JURASICO MEDIO	Calloviense	157,1-161,3	Calizas con oolitos ferruginosos
	Bathoniense	161,3-166,1	Calizas con microfilamentos
	Bajociense	166,1-173,5	Calizas de crinoides
	Aaleniense	173,5-178,0	Calizas grises del muro
JURASICO INFERIOR	Toarciense	178,0-187,0	¿?
	Pliensbachiense	187,0-194,5	Calizas y dolomías tableadas de Cuevas Labradas

El montículo submarino (ver figura nº 3) tendría una forma cónica con una extensión superficial de 1,5 kilómetros (según J. J. Gómez) y de 2,8 kilómetros si se mide sobre la cartografía geológica del MAGNA) y una altura de 50 metros con una pendiente de sus laderas del 5%. La emisión volcánica que formo el montículo o cono submarino se produjo en el intervalo Aaleniense Superior - Bajociense Inferior según las dotaciones realizadas con ammonites.

El montículo o cono volcánico estuvo expuesto a erosión y no sedimentación durante un largo periodo de tiempo por lo que ha desaparecido parte del mismo y por lo tanto no es posible saber si llego a emerger a la superficie marina, sin embargo por el tipo de fácies, netamente marinas, de las formaciones que aparecen en estos mismos niveles estratigráficos en zonas adyacentes parece ser que el montículo debió de estar siempre sumergido, aunque muy proximo a la superficie.

Una vez formado el montículo y debido a las favorables condiciones de hábitat ocasionadas por su proximidad a la superficie del mar, la cima y las laderas del mismo fueron colonizadas por grandes praderas de crinoideos cuyos esqueletos se acumularon, en grandes cantidades, en las zonas más bajas del montículo o cono volcánico dando lugar a las Calizas de crinoideos antes descritas que recubren los flancos y zonas deprimidas del montículo.

Este proceso ocurrió durante el Bajociense Inferior y el Bajociense Medio, tiempo durante el que la sedimentación en otros lugares de la cuenca estaba dominada por las facies de Calizas de microfilamentos tan típicas del Dogger de este sector de la Cordillera Ibérica.

Las Calizas con nódulos de sílex (ver fotografía nº 1) que se intercalan entre las calizas de crinoideos son una continuación del proceso generado por la presencia del montículo o cono volcánico ya que se supone que el aporte de sílice procede de las emanaciones volcánicas que lo generaron.

Fotografía nº 1: Aspecto típico de las calizas con nódulos de sílex del Dogger.

Encima de las Calizas de crinoideos se depositan las Calizas de microfilamentos que llegan a recubrir completamente el montículo tal como se puede apreciar en la Figura nº 3. Entre ambas formaciones hay costras ferruginosas y cicatrices erosivas lo que indica que el proceso sedimentario fue lento sufriendo frecuentes interrupciones. Durante el Bathoniense - Calloviense Inferior la sedimentación de estas facies de calizas de microfilamentos se ralentizo enriqueciéndose en hierro, depositándose durante el Calloviense Inferior-Medio las conocidas Calizas de oolitos ferruginosos inferiores en un medio muy próximo a la superficie del mar. Sobre o dentro de esta unidad, a la que algunos autores le otorgan el rango de formación, se localiza la discontinuidad Calloviense Inferior – Oxfordiense Medio de la que ya hemos hablado.

Tras esta discontinuidad estratigráfica se depositan las Calizas con oolitos ferruginosos superiores que gradualmente pasan a las Calizas de esponjas que indican la vuelta a unas condiciones normales de sedimentación tras el episodio volcánico.

En la siguiente imagen se pretende resumir lo anteriormente explicado, el perfil esta modificado de la figura 98 de la Tesis de J.J. Gómez Fernández en la que se detalla, en base a numerosos perfiles levantados en la zona, la distribución de facies en el entorno del montículo o cono volcánico de Caudiel

Figura nº 3: Distribución de facies en el monticulo o cono volcánico de Caudiel

Rocas volcánicas de Altura (Castellón):

Para completar el post hablare un poco sobre las rocas volcánicas que aparecen en Altura y a las que hemos hecho referencia como pertenecientes a la llamada “Línea Ofítica de Altura” (Ortí Cabo 1980). En la carretera de Altura a Alcublas muy cerca del casco urbano (ver mapa geológico en la siguiente figura) hay tres afloramientos de rocas volcánicas enclavados en el Triásico Superior en facies Keuper.

Figura n 4: Mapa geológico de Altura (SIGECO; MAGNA)

Estas rocas volcánicas se originaron en el Triásico cuando la fracturación y separación del Pangea  facilito el ascenso de magmas básicos procedentes del manto. 

Fotografía nº 2:  Cantera de rocas volcánicas en Altura

En el paraje de El Cabezuelo y concretamente en el PK 37 de la carretera CV-25 (Altura-Alcublas) hay una pequeña cantera abandonada (ver fotografía nº 2 a la derecha) donde se explotaron estas rocas formadas por emisiones volcánicas de las que, a causa de su antigüedad, solo se conservan los conductos de ascensión del magma.

En las siguientes fotografías se pueden ver muestras de estas rocas con este tipo de petrología. Se trata de rocas con unos fenocristales máficos en una matriz félsica, que en los mapas geológicos de la zona y en la bibliografía consultada se definen como "ofítas". 

Fotografía nº 3: Roca de la pared de la cantera.

En la fotografía de la izquierda (Fotografía nº 3) se puede ver una roca de la pared de la cantera. En la muestra se puede observar una porosidad causada por la presencia de vacuolas o por la alteración de algún mineral.

En la fotografía de abajo (Fotografía nº 4) se pueden dos muestras del material extraído en la cantera y ya sometido a un proceso de molienda para lograr un tamaño de balastro.

Fotografía nº 4: material explorado en la cantera.

Las ofitas, diabasas o doleritas son rocas magmaticas, subvolcánicas o filonianas que han cristalizado lentamente y por lo tanto holocristalinas. Su composición mineralógica es de tipo básico y su textura típica es la ofítica en la que los cristales de piroxenos engloban a cristales tabulares de plagioclasa o la textura diabásica en la que un entramado de cristales tabulares de plagioclasa de color blanco con una matriz de cristales de piroxenos que pueden estar alterados a anfiboles de colores oscuros, azules o verdosos (ver microfotografía anterior). Pueden aparecer cantidades menores de feldespato potásica y olivino.

En la siguiente fotografía se observa una microfotografía de la muestra de la fotografía anterior donde se puede ver una grosera orientación de los microlitos de plagioclasa y una matriz de cristales más oscuros que correspondería a los piroxenos, la textura puede considerarse ofítica, aunque, según puede verse en la figura de la izquierda (regmurcia.com), también podría considerarse como diabásica. Por lo tanto la denominación de “ofitas” con que se designa a estas rocas en el mapa geológico del MAGNA (Hoja de Jérica) no parece la más indicada y quizá sería más acertada la de “diabasas” o su equivalente  “doleritas”.

Fotografía nº 5: Microfotografía (x16 aumentos) de las muestras de la fotografia nº 4.

En la siguiente figura (tomada de edafologia.es) se puede ver un ejemplo de una lámina delgada de una dolería o biabasa: 

Figura nº 5: Lamina delgada de una dolerita o diabasa cuyos componentes esenciales son la plagioclasa y el piroxeno y como accesorias presenta biotita, magnetita, ilmenita y apatito.