El Jurásico De Gijón (parte 2): La Playa de Serin

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EL JURASICO DE GIJON (Parte 2): LA PLAYA DE SERÍN

Como continuación de la descripción geológica del Jurásico de Asturias que inicie describiendo la Playa de Peñarrubia, describiré a continuación la playa situada inmediatamente al Este: la Playa de Serín.

SITUACION GEOGRAFICA:

La Playa de Serín o de La Cagonera se localiza a cuatro kilómetros al Este del centro urbano de Gijón, se trata de una playa de arena, situada al pie de un acantilado vertical de 100 metros de altura, tal como se aprecia en la siguiente fotografia.

 

Figura nº 1: La Playa de Serin o de La Cagonera (Gijón)

A la playa se accede desde Gijón por la carretera local GI-2 (ver mapa de la figura nº 1). Después de pasar el desvío de la Ermita de la Providencia. 

Figura nº 2: Mapa de situacion de la Playa al Este del Cabo de San Lorenzo (Gijón)

En el PK 3,100 de esta carretera hay un camino asfaltado y señalizado que nos lleva a un aparcamiento público donde hay que dejar el coche y desde este punto por una senda en muy mal estado de conservación, muy resbaladiza y cortada en su tramo final por un "argayu" se desciende hasta la playa. En la ortofoto de la figura nº 3 se detalla la situación de la playa y de sus accesos.

Figura nº 3: Ortofoto con la playa y sus accesos (IMap)

La playa tiene la forma típica de una concha, como la mayoría de las playas cantábricas y esta limitada al Oeste por El Cabo de San Lorenzo y al Este por los acantilados del Monte Serín. La playa tiene una longitud de 1.000 metros, aunque el arenal, propiamente dicho, solo se extiende a lo largo de 300 metros.

GEOLOGIA:

Dentro del Principado de Asturias, los afloramientos más espectaculares y mejor conservados de rocas carbonatadas 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.

Figura nº 4: Cuenca Meso-Terciaria Asturiana.

Estos afloramientos jurásicos 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. Está 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 en el Paleógeno como falla inversa 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).

Las rocas del Jurásico de Asturias se agrupan en dos unidades litológicas de orden mayor (Valenzuela et al., 1986). La Unidad o Ciclo Inferior está constituida eminentemente por rocas carbonatadas de origen litoral (Formación Gijón) y marino abierto (Formación Rodiles). La Unidad o Ciclo Superior consta principalmente de rocas silíceas de origen continental (abanico aluvial y fluvial), formaciones La Ñora y Vega, y marino restringido y costero (deltaíco), representadas por las formaciones Tereñes y Lastres, respectivamente.

Figura nº 5: Perfil de la Formación Gijón (Cerro de Santa
Catalina; Gijón)

El registro jurásico de Asturias se inicia con una sucesión de calizas, dolomías y margas (Formación Gijón) que se originaron en una costa baja e irregular, rica en fangos carbonatados y evaporitas (costa tipo “sabkha”). En la fotografia de la derecha se puede ver esta Formación en el perfil del Cerro de Santa Catalina en Gijón. Se puede ver el Miembro Inferior o Miembro Solís formado por dolomias amarillentas en estratos paralelos de espesor métrico con laminaciones paralelas y superficies de ripies y el Miembro Superior de la misma litología. Entre estas litologías se encuentra el Miembro Favares  constituido por brechas calcáreas. Su origen está relacionado con procesos de disolución de capas de yesos intercaladas entre las calizas muy fracturadas, lo que provoca la fragmentación y el colapso de éstas, generando acumulaciones estratiformes de carácter brechoide que en los actuales afloramientos muestran el aspecto de carniolas.  

Posteriormente, el ascenso paulatino del nivel marino 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 iniciándose la deposición de los sedimentos neríticos que constituyen la Formación Rodiles tiene dos partes claramente diferenciadas: los primeros metros están constituidos por calizas nódulosas con algunos niveles muy finos de margas, representando la parte proximal de una rampa carbonatada (Miembro Buerres); en el resto, las capas de calizas y margas presentan una geometría tabular adquiriendo un carácter rítmico que representa la parte media y externa de la rampa carbonatada (Miembro Santa Mera).Ambos miembros se pueden ver en las siguientes fotografías:

Figura nº 6 : Miembro Bueres de la Formación Rodiles en la Playa de Serín

Figura nº 7: Aspecto rítmico del Miembro Santa Mera de la Formación Rodiles en la Playa de Serín.

A comienzos del Jurásico Superior tuvo lugar un cambio drástico en el paisaje como consecuencia de la actividad de diversas fallas dentro de un régimen distensivo, que condujo en último término a una elevación y emersión de parte del territorio. 

Figura nº 8: Contacto erosivo entre el Jurásico Inferior y el Superior

Como consecuencia de esta actividad tectónica, el mar que durante el Jurásico Inferior y Medio cubría buena parte de Asturias, se retiró bruscamente dando paso a nuevas zonas litorales y a territorios emergidos que pronto iban a ser colonizados por dinosaurios y otros vertebrados coetáneos, como tortugas, cocodrilos, lagartos, peces, reptiles voladores, etc. La edad más reciente de la sucesión carbonatada marina, truncada erosivamente por los materiales terrígenos del Jurásico Superior que rellenan una discordancia con paleorelieve (ver fotografía), es Bajociense Inferior (Suárez Vega, 1974).

Figura nº 9: Trazado de las principales fracturas.

Esta actividad tectónica, controlada por fracturas distensivas, 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, sedimentos que constituyeron una sucesión estratigráfica que se puede ver en la figura nº 13 y que se describe a continuación.

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.

Figura nº 10: Lutitas con paleocanales de areniscas (Miembro Serín de la Formación La Ñora).

Las 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.

Figura nº 11: Conglomerados y areniscas: Formacion La Ñora

Estos materiales pasan lateralmente hacia el noreste a alternancias de areniscas blancas, grises y rojizas con lutitas rojas y algunos lechos conglomeráticos (Formación La Ñora-Vega), igualmente ordenadas en ciclos grano y estratodecrecientes dentro de un gran ciclo mayor del mismo carácter. Representan depósitos fluviales formados por cauces efímeros de alta sinuosidad separados entre sí por áreas, situadas entre los canales, con desarrollo de paleosuelos calcimorfos (caliches) y lagunas esporádicas con elevada actividad microbiana donde se depositaron calizas micríticas grises con 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 12: Pudingas y areniscas de la Formacion La Ñora sobre la Formacion Rodiles (Playa de la Ñora, Gijón).

Figura nº 13: Icnitas tridactilas de dinosaurio terapodo

Un nuevo ascenso del nivel del mar permitirá 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 ricos en materia orgánica y faunas de invertebrados de aguas salobres (bivalvos, gasterópodos, ostrácodos), ahora convertidas en acumulaciones lumaquélicas (Formación Tereñes). Ese mar servía de refugio, además, a multitud de animales como cocodrilos, tortugas y peces.

En la siguiente figura se resume la columna litoestratigráfica del Jurásico de Gijón anteriormente descrita: 

Figura nº 15:Contacto entre la Formacion Rodiles
y La Ñora en la Playa de Serín (Gijon). 

En la Playa de Serín se puede ver el contacto entre el Jurásico Inferior calcáreo y el Jurásico Superior detrítico clástico con bastante nitidez. En la propia playa se observa como sobre la alternancia de calizas y margas oscuras se sitúan un nivel de arcillas (Miembro Serín) con niveles muy irregulares de conglomerados silíceos  con un espesor de una decena de metros sobre el que aparecen los bancos de espesores de métricos de pudingas que caracterizan a la Formación la Ñora.

En el extremo oriental de la Playa a la derecha de la rampa de acceso se puede ver bien este contacto (ver fotografía de la derecha) que se sitúan al igual que en la Playa de Vega sobre un nivel de calizas y margas grises con abundantes belemnites y pectinidos.

En este afloramiento se puede observar como entre dos niveles calcáreos, en un pequeño estrato de margas grises, aparece un delgado nivel (2 - 3 cms) de areniscas de grano medio a grueso, posiblemente un aviso de los que estaba por venir. 

COLUMNA LITOLOGICA DETALLADA.

A continuación expondré un resumen de la columna litoestratigrafica de detalle levantada por Luis Carlos Suarez Vega (1974) en esta playa:

Columna de la Playa de Serín (L.C. Suarez Vega,1974)

    

Techo: Jurásico Superior Detrítico. Margas arenosas con cantos de calizas.

 

-4,30 m. Alternancia de calizas margas y margas laminares grises oscuras con belemnites y braquiópodos. A techo de este tramo posible hard ground amarillento rojizo con posibles grietas de retracción y acumulación de rostros de belemnites de gran tamaño.

 

-10,00 m. Alternancia de calizas margosas y margas laminares oscuras más gruesos los estratos de margas (+1 m) que los de calizas (-0,20 m). Abundantes belemnites (Passaloteuthis) y lamelibranquios (Liogryphaea).

 

-4,00 m. Alternancia de calizas margosas y margas laminares grises oscuras estos últimos con grosores que pueden llegar a 0,5 m, pasando hacia abajo a presentar grosores similares entre ambas litologías. Abundantes belemnites, braquiópodos rellenos de calcita y lamelibranquios (Liogryphaea y Pholadomya). Zona Jamesoni.

 

-6,60 m. Alternancias de calizas margosas y margas grises oscuras en estratos de grosores equilibrados. Abundan los pequeños ammonites (Echioceras) piritizados y los lechos de braquiópodos y lamelibranquios rellenos de calcita. Hacia la base belemnites y ammonites de mayor tamaño. Zona Raricostatum.  

-2,10 m. Alternancias rítmicas de calizas margosas y margas grises con abundante fauna fósil: ammonites piritizados (Leptechioceras), belemnites, braquiópodos (Rhynchonella), gasterópodos y lamelibranquios (Liogryphaea).

 

-2,90 m. Alternancias rítmicas de calizas margosas y margas grises en estratos de 15 a 30 sm con algún Echioceras piritizado de pequeño tamaño y alguna Pholadomya.   

 

-2,50 m. Alternancias de calizas margosas y margas grises en estratos de 3 a 36 cm siendo más gruesos los calizos. Contienen pequeños Echioceras y grandes Pholadomyas junto a algunas Rhynchonellas.

 

- 2,50 m. Alternancias de calizas margosas y margas grises en estratos de 15 a 33 cm de grosor. Son muy frecuentes los braquiópodos (Zeilleria y Rudirhynchia), los lamelibranquios (Liogryphaea y Pholadomya) y aparecen los ammonites Oxynoticeras que indican la Zona Oxynotum. 

 

-5,60 m. Alternancias de calizas margosas y margas grises pudiendo los estratos alcanzar el medio metro de grosor. Aparecen grandes Pholadomya y algún braquiópodo.

 

Muro. Falla con niveles nodulosos.

Ejemplar de ammonite (Leptechioceras) del Jurásico de Gijón.

VISITA A LA PLAYA: 

Una vez situados en la playa de Serín 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 en el que se produciría una sedimentación margo-calcárea de facies nerítica.   

A lo largo de toda la playa nos encontraremos una litología muy parecida: calizas biomicriticas 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 subhorizontal. Estas rocas pertenecen a la, antes descrita, Formación Rodiles y más concretamente al Miembro Santa Mera y contienen muchos fósiles destacando, por su abundancia, 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 (ver imagen de la figura nº 15). 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. 

Figura nº 16: El ammonite Dactylioceras del
Jurásico Inferior

El caparazón de los ammonites tenía la concha dividida en 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, y vivía en la última y mayor. Sin embargo, 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 que se salvaron de la extinción masiva de finales del Cretácico.

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 Tethys, 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 sus hábitats marinos. La comparación de los tipos fósiles de ammonites en las distintas capas de rocas indica la edad relativa de éstas.

Figura nº 17: Ammonites (leptechioceras) y sus moldes recolectados en la Playa de Serín

Los belemnites. Sus restos fósiles son 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 también son fósiles muy abundantes en esta localización

Figura nº 18: Belemnite en calizas (Playa de Serín; Gijón). Se observa el "rostro" y su fracmocono. 

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

Figura nº 19:  Banco de belemnites

El cuerpo del belemnites tenía forma de torpedo rematado en una cabeza grande y con brazos fuertes provistos de ganchos (no ventosas) 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. Normalmente solo se conserva su extremo final o "rostro" una estructura dura de calcita de fácil fosilización.

Figura nº 20: Rostros de belemnites

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.

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. 

LOS BRAQUIÓPODOS:

Figura nº 21 : Estructura de un braquiopodo
(Imagen tomadade Granada Natural).

Son invertebrados marinos distintos del resto de los bivalvos ya que su concha esta formada por dos valvas de distinto tamaño, forma y ornamentación.Viven en los fondos fijados por un tubo llamado "Pedúnculo" por el que se sujetan. 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 2.000 géneros fósiles descritos, en la actualidad sólo quedan unos 70, su declive coincide con la expansión de los lamelibranquios.

Figura nº 22: Fósiles de braquiopodos en la ritmita de la Playa de Serín. Los fósiles se acumulan en las superficies que
indican cambio de litologia, principalmente de calizas a margas.

En el yacimiento de la Playa de Serín  y en general en todo el Jurásico Inferior de Asturias son muy abundantes y aparecen tanto en las calizas como en las margas pero es muy habitual que se encuentren concentrados en los limites entre las dos litologías formando lumaquelas causadas por la muerte masiva de individuos al cambiar las condiciones ambientales. Principalmente aparecen dos tipos de braquiópodos:

 Las 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. En Jurásico de Gijón son muy abundantes apareciendo como pequeñas geodas de calcita en los estratos más calcáreos como se puede ver en la fotografía de la figura anterior.

Figura nº 23: Terebratulas jurásicas

Las Rynchonellas:

Se caracterizan por presentar un gran pliegue frontal en la comisura de las dos valvas. Estas valvas están ornamentadas con costillas radiales. Es un fósil característico del Jurásico.En Gijón aparecen como pequeñas geodas rellenas de calcita en los niveles más calcáreos o sueltas en niveles margosos. Pueden aparecer en grandes cantidades. 

Figura nº  24: Ejemplares de Rynchonellas

Normalmente los braquiopodos aparecen como moldes huecos en los que se han formado pequeñas geodas de calcita a veces impregnadas de petroleo.  

En el acantilado de la Playa de Serín también se pueden observar fósiles de otras especies, principalmente:

LOS PELECIPODOS: se trata de bivalvos de simetria bilateral también conocidos como lamelibranquios. 

Figura nº 25: Ejemplar de Trigonia

Trigonia: Concha 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 tal como se puede ver en la siguiente figura. 

Aparecen desde el periodo Triásico medio al Cretácico superior. Son bastante frecuentes en el Jurásico de Peñarrubia y otros lugares de Asturias

Gryphaea:

Es un género extinto de moluscos bivalvos del orden Ostreida que habitaron entre los períodos Jurásico y Eoceno (entre 208 y 36,6 millones de años). Se trata de bivalvos articulados de la familia Gryphaeidae, como el género Exogyra, muy comunes en el registro fósil de Inglaterra. En el Jurásico de Gijón son muy abundantes.

Figura nº 26: Ejemplar de Gryphaea arcuata de Peñarrubia (Imagen del blog “Fósiles en Asturias”)

Vivían 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. El animal vive entre las dos conchas, como las ostras actuales, y las bandas de crecimiento que presentan las dos valvas son muy características.

Figura nº 27: Nivel de acumulación de fósiles de gryphaeas (Playa de Serín).

Esta forma particular de la concha de la Gryphaea responde a la adaptación a un fondo marino móvil: el rápido crecimiento de la valva inferior (izquierda) le permitía elevarse sobre las turbulencias del fondo fangoso y a la vez debido a su grosor garantizaba la estabilidad del animal.

Como se puede ver en la descripción de la columna detallada, también son muy abundantes los moluscos bivalvos heterodontos del genero Pholadomya. 

Ejemplar de Pholadomia de mi colección (Jurásico de Gijón).

Tal como se puede ver en la siguiente fotografía también aparecen otros bivalvos de cocha fina, menos abundantes y pendientes de clasificar:

Figura nº 28: Superficie con concentración de bivalvos de concha fina.

En la siguiente fotografía se puede ver una lámina con la asociación faunística típica del Jurásico de las Playas de Peñarrubia y de Serín.

1.- Belemnites del Jurásico Superior.
2.- Belemnites del Jurásico Inferior.
3.- Ammonites Hildoceras del Lías.
4.- Ammonites Sphaeoceras del Malm.
5.- Ammonites Perisphinctes del Dogger.
6.- Ammonites Phylloceras del Malm.
7.- Bivalvo: Gryplaea.
8.- Bivalvo: Plagiostoma.
9.- Braquiopodo: Lobothyris del Malm.
10.- Braquiopodo: Tetrarynchia del Dogger. 

Figura nº 29: Lámina con fósiles típicos del Jurásico

ESTRUCTURAS TECTONICAS:

En la Playa de Serín, al igual que la de Peñarrubia aparece una sucesión litoestratigráfica subhorizontal, muy poco deformada, formada por calizas y margas grises sobre la que se sitúan los depósitos detrítico clásicos de la Formación La Ñora, en este caso arcillas con niveles irregulares de conglomerados silíceos (Miembro Serín);  

Figura nº  30: Discordancia erosiva y laguna estratigráfica entre las calizas y margas de la Formación Rodiles (Jurásico Inferior)  y la Formacion La Ñora del Jurásico Superior.

Las únicas estructuras tectónicas visibles son una serie de fracturas subverticales que puedan presentarse con vetas de calceta blanca o con un relleno formado por margas grises:

Figura nº31: Fractura vertical rellena de margas grises.

Estas fracturas pueden presentarse conjugadas como las de la siguiente fotografía:

Figura nº32: Fracturas conjugadas (Playa de Serín; Gijón).

También son muy frecuentes unas fracturas horizontales que se desarrollan a nivel de los tramos mas margosos y vienen marcadas por la presenta de vetas muy delgadas de calcita blanca:

Figura nº33: Veta de calcita blanca marcando la presencia de una fractura horizontal.

 Como ya se ha mencionado el medio sedimentario era un medio reductor  lo que facilitaba la formación de sulfuros de hierro (pirita) que aparece bien en nódulos, en pequeños filones o vetas en fracturas o como fósiles piritizados.

Figura nº  34: Vetas de pirita a favor de pequeñas fracturas.

Y para finalizar una foto del islote conocido como Los Caracoles formado por calizas jurásicas: