La Capa de Oolitos ferruginosos de Arroyofrio

ANTECEDENTES:

En el curso de unas investigaciones hidrogeológicas que estoy realizando en la Provincia de Valencia y en anteriores trabajos en la Provincia de Castellón sobre acuíferos desarrollados en formaciones carbonatadas jurásicas, he comprobado que el límite entre el Jurásico Medio y el Jurásico Superior en el Sector Levantino de la Cordillera Ibérica y por lo que he investigado, en toda ella, viene marcado por la presencia de acumulaciones de fauna, costras ferruginosas y niveles de oolitos ferruginosos formando un nivel estratigráfico en el que se desarrolla una laguna o hiato estratigráfico de gran magnitud temporal conocido como: La Capa de Oolitos ferruginosos de Arroyofrio.

En la zona del Sector Levantino de la Cordillera Ibérica este nivel o capa aparece con frecuencia y en este post lo describiré en varios afloramientos, principalmente en el perfil de Abejuela (Teruel) donde presenta una de sus mejores exposiciones. Pero antes de entrar en los detalles veamos la geología general de la zona por donde nos moveremos:     

MARCO GEOLOGICO:

La Cordillera Ibérica esta considerada como un aulacógeno o rift abortado en el que se sucedieron cuatro etapas que condicionaron la evolución de la Cuenca Ibérica durante el Mesozoico (ver gráfico de la figura nº 1). La segunda etapa, que es la que nos interesa, es claramente postrift de predominante subsistencia térmica y comprendió todo el Jurásico Inferior - Medio (Sinemuriense - Oxfordiense) caracterizandose por una sedimentación carbonatada organizada en secuencias separadas por discontinuidades regionales la última de las cuales, que es a la que más concretamente nos referiremos, marco una interrupción en la sedimentación al final del Calloviense.

En la siguiente figura se pueden ver los distintos ciclos y estadios de la evolución tectónica de la Cordillera Ibérica (según Salas et al. 2001) junto a la columna estratigráfica sintetizada del Mesozoico de esta Cordillera (según Mas et al. 2002).

Figura nº 1: Evolución tectónica y columna estratigráfica del Mesozoico en la Cordillera Ibérica.

En la figura nº 2 se resume, a modo de cuadro, de la distribución de facies y depósitos sedimentarios en la Cordillera Ibérica y áreas adyacentes durante el Jurásico, la figura es una modificación realizada por Javier Ramajo Cordero (investigador al que posteriormente referiremos) de un gráfico de Aurell et al. (2002). En la figura se puede ver la situación cronológica y extensión temporal de los principales hiatos sedimentarios, entre ellos el del Jurásico Medio - Superior al que nos vamos a referir. 

Figura nº 2: Distribución de facies y secuencias de deposito en la Cordillera Ibérica y áreas adyacentes durante el Jurásico.

Como se puede ver  en el gráfico de la figura anterior, la sedimentación durante el Jurásico Medio en la Cordillera Ibérica es muy irregular y discontinua al estar muy condicionada por una inestabilidad tectónica que provoca la formación de surcos y umbrales. Esta inestabilidad ocasiona que para este periodo se establezcan, nada menos, que cuatro secuencias  de carácter y transgresivo - regresivo: 

Secuencia Aaleniense - Bajociense Inferior: durante la misma la sedimentación se produjo en ambientes someros con frecuentes exposiciones subaéreas.

Secuencia Bajociense Inferior: durante la misma la cuenca alcanza sus máximas profundidades.

Secuencia Bathoniense: la sedimentación vuelve a producirse en ambientes someros, pero algo más distales. 

Secuencia Calloviense: la sedimentación se produce en surcos de origen tectónico, terminando con un relieve homogenizado. A techo se localiza la importante laguna estratigráfica que veremos con detalle. 

Paleogeográficamente durante el Jurásico Medio la parte más occidental de la Placa Ibérica se encontraba emergida constituyendo el Macizo Ibérico, tal como se puede ver en la siguiente figura, mientras que la parte oriental y septentrional de esta Placa estaba ocupada por un mar epicontinental, de escasa profundidad, donde se depositaban carbonatos marinos.

Figura nº 3: Mapa paleogeográfico de Europa en el Jurásico, tomado de Colorado Plateau Geosystem.

En este mar epicontinental se deposito la secuencia del Jurásico de la Cordillera Ibérica que aflora en una gran parte de las provincias de Valencia, Castellón y Teruel, constituyendo una serie estratigráfica carbonatada que comienza en la base del Jurásico (Hettangiense) con la Formación Dolomías tableadas de Imón y termina en el Kimmeridgiense Superior - Portlandiense con la Formación Calizas, areniscas y arcillas de Villar del Arzobispo. 

Figura nº 4: Columna  sintetica del Jurásico

Este conjunto sedimentario presenta un espesor muy variable que en la zona de Las Serranías suele ser de 700 metros, si bien en algunos surcos tectónicos se pueden superar con facilidad los 1.000 metros de potencia de sedimentos carbonatados. En la figura de la izquierda se puede ver la columna sintética del Jurásico de esta zona.

Este articulo se centrara en la descripción pormenorizada del transito entre el Jurásico Medio y el Jurásico Superior hecho que acontece a techo de la Formación Carbonatada de Chelva por lo que empezare con una descripción estratigrafica de esta compleja Unidad Estratigráfica sometida a revisión por algunos investigadores.

La Formación Carbonatada de Chelva fue descrita en los años 70 como una sola Unidad Estratigráfica dividida, de muro a techo, en los siguientes miembros:

- Miembro Calizas Nodulosas de Casinos.

- Miembro Parte Media, a su vez subdividido en 5 tramos.

- Miembro Capa de Oolitos ferrruginosos de Arroyofrio.

- Miembro Calizas con Espojas de Yátova.     

Posteriormente los miembros inferior y superior fueron definidos como formaciones y en las ultimas propuestas de división estratigráfica del Jurásico de La Cordillera Ibérica incluso se subdivide el Miembro Parte Media en tres nuevas formaciones y se crea un nuevo grupo de formaciones jurásicas; el Grupo Chelva, tal como se puede ver en el siguiente gráfico:

 

Figura nº 5: Unidades Litoestratigráficas propuestas por Gómez y Fernández-López para el Dogger de la Cordillera Ibérica  y su cronología (Geogaceta 2004)

En el siguiente cuadro trato de resumir la evolución experimentada por la estratigrafía y geocronología del Dogger en el Sector Levantino de la Cordillera Ibérica, según las diferentes propuestas de subdivisión realizadas:

EPOCA	EDAD	Harland et al (1990)	J.J. Gómez (1978)		J.J. Gómez & Fernández- López
JURASICO SUPERIOR	Kimmeridgiense	154,7-152,1	Formación Margas de Sot de Chera		Formación Margas de Sot de Chera
	Oxfordiense	154,7-157,1	F O R M A C I O N C H E L V A	Miembro Calizas con esponjas de Yátova	G R U P O C H E L V A	Formación Calizas con esponjas de Yátova
JURASICO MEDIO	Calloviense	157,1-161,3		Miembro Capa Arroyofrio		Capa de Arroyofrio Formación Domeño
	Bathoniense	161,3-166,1		Miembro Parte Media (Informal)
						Formación Moscardón
	Bajociense	166,1-173,5				Formación El Pedregal
	Aaleniense	173,5-178,0		Miembro Calizas nodulosas  de Casinos		Formación Calizas nodulosas de  Casinos
JURASICO INFERIOR	Toarciense	178,0-187,0	Formación Alternancia de calizas y margas de Turmiel		Formación Alternancia  de calizas y margas de Turmiel
	Pliensbachiense	187,0-194,5	Formación Calizas bioclásticas de Barahona		Formación Calizas bioclásticas de Barahona

La ultima división estratigráfica propuesta por Juan José Gómez y S.R. Fernandez-López en un articulo en Geogaceta es del año 2.004 y es la que esta detallada en el gráfico de la figura nº 5 y en el cuadro anterior y divide el Dogger en las siguientes formaciones:

- Formación El Pedregal: unidad carbonatada que se deposita encima del hiato o laguna sedimentaria que marca el techo de la Formación (antiguo miembro) Calizas Nodulosas de Casinos y que se correspondería con el tramo Calizas micríticas inferior del Miembro Parte Media de la Formación Carbonatada de Chelva. Esta Unidad Litoestratigráfica se deposito en un ambiente de plataforma marina somera y esta formada por calizas de microfilamentos en estratos planares de hasta medio metro de espesor. Son frecuentes los nódulos de sílex, las estructuras de  bioturbación tipo "cancellophycus" y las costras ferruginosas. Aparecen los "montículos volcánicos" de los que hemos hablado en anteriores artículos en este blog. Son abundantes los fósiles de cefalopodos (ammonites y belemnites), los bivalvos y otros restos de macrofauna. 
Mediante ammonites se ha podido acotar su edad entre la base del  Aaleniense (cronozona Murchisonae) y el Bajociense Inferior (cronozona Garantiana). En la siguiente fotografía se puede ver el contacto inferior de esta Formación con la infrayacente Formación Calizas nodulosas de Casinos que suele ser un hiato sedimentario marcado por la presencia de costras ferrugionosas y niveles de oolitos ferruginosos con niveles de condensación de fauna. 

Fotografía nº 1: Contacto entre la Formación El  Pedregal (izquierda) y la Formación Calizas nodulosas de Casinos (derecha). Aproximadamente donde se sitúa el martillo. 

- Formación Moscardón: se trata de una Unidad Estratigráfica limitada a muro y techo por discontinuidades estratigráficas. Esta compuestas por depósitos de calizas de crinoides con niveles de calizas de oolitos u oncolitos, dispuestas en bancos métricos o muy gruesos con nódulos de sílex y bioturbaciones tipo "cancellophycus", presentan estructuras sedimentarias como laminaciones cruzadas y ripples. Son depósitos de plataforma muy somera con una fauna fósil muy abundante que indica una edad Bajociense Inferior (cronozona Zigzag).

- Formación Calizas de Domeño: son depósitos de plataforma marina externa, calizas de microfilamentos bien estratificadas que pueden presentar un aspecto noduloso o lajoso si llevan interestratos margosos. Abundan los niveles con nódulos siliceos y las bioturbaciones tipo "cancellophycus". La Formación tiene un espesor de 45 metros en su corte tipo, siendo su edad Bathoniense Inferior en su muro y Calloviense a techo donde se localiza la Capa de oolitos ferruginosos de Arroyofrio y la laguna estratigráfica Jurásico Medio - Jurásico Superior.    

Esta compleja división estratigráfica, científicamente muy correcta, es muy poco practica, pues en el campo resulta muy difícil ver los limites entre las distintas formaciones y más poder llegar a diferenciarlas por la razón de que las facies de las Formaciones El Pedregal y Domeño son muy similares (calizas de microfilamentos con nódulos de sílex y "cancellophycus"), estando la Formación Moscardón, en el ámbito del Sector Levantino, reducida a unos pocos metros de espesor, por lo que fácilmente puede pasar desapercibida. 

Fotografía nº 2: Aspecto típico del 
Toarciense

Por razones operativas, los geólogos que nos dedicamos a la práctica de la profesión y tenemos que trabajar en el campo, necesitamos disponer de unidades litoestratigráficas que sean fácilmente identificables y limitadas por niveles guía precisos  y fácilmente reconocibles. Por esta razón en el trabajo geológico cotidiano seguimos hablando de la Formación Carbonatada de Chelva o más genéricamente del "Dogger" que litológicamente es muy fácilmente reconocible en el campo y que ademas presenta, a muro y techo, dos niveles guía constantes y característicos las formaciones Alternancia de Calizas y Margas de Turmiel o "Toarciense" formado por margas amarillentas muy fosilíferas y las Margas de Sot de Chera u "Oxfordiense" constituido por margas grises muy típicas.

Fotografía nº 3: Aspecto típico de la 
Formación Calizas nodulosas 
de Casinos.

Por lo tanto, una vez descritas las divisiones estratigráficas formalmente   establecidas,   en este articulo me referiré a la Formación Carbonatada de Chelva.  La edad geológica de esta Formación esta comprendida entre el Toarciense Inferior que esta datado mediante faunas de ammonites (Hildoceras) y de braquiopodos (Terebratulas) en la Formación Calizas nodulosas de Casinos, cuyo aspecto típico se puede ver en la fotografía de la derecha, y el Oxfordiense Superior, también datado con ammonites en el antiguo Miembro Superior de esta Formación, ahora reconocido como Formación Calizas con esponjas de Yátova cuyo aspecto típico se puede ver en la fotografía número 10. 

Fotografia nº 4: techo del Dogger

A techo de la Formación Carbonatada de Chelva (es decir de la Formación Domeño o su equivalente el tramo "Calizas Superiores" del Miembro Parte Media), se disponen unas calizas micríticas grises, a veces beiges o amarillentas con tintes rojizos muy característicos, tal como se puede ver en la fotografía de la izquierda, estas calizas se presentan en estratos ondulados de espesor variable, compuestos bien por micritas con microfilamentos (Bositra buchi), o biopelmicritas con microfilamentos, pudiendo aparecer también otras facies como oomicritas, oobiomicritas, oobiopelmicritas, intrabiomicritas y intrabiopelmicritas. 

Fotografía nº 5: Macrocephalites gracilis.

Estas calizas se depositaron en un medio marino abierto con baja tasa de sedimentación y contienen una abundante macrofauna fósil entre la que destacan los cefalopodos (ammonites y belemnites). Los ammonoideos pertenecen a la cronozona Gracilis, siendo especialmente abundantes los ejemplares de la especie Macrocephalites (Dolikephalites) gracilis (ver fotografía de la izquierda de la página Ammonites) que indica una edad Calloviense Inferior (160-154 m.a.).

A techo de estas calizas, y a escala regional, se desarrolla un nivel de acumulación de fauna en el cual aparece una gran cantidad de ammonites y belemnites, tal como se puede ver en las siguientes fotografías:

Fotografía nº 6: nivel de acumulación de belemnites y otros ejemplares de macrofauna (crinoideos,etc...) a techo de las calizas Callovienses (Formación Carbonatada de Chelva o "Dogger")

Fotografía nº 7: Secciones de ammonites en el mismo nivel de la fotografía anterior.

Fotografía nº 8: acumulación de ammonites y belemnites en el mismo nivel de las fotografías anteriores.

En la siguiente fotografia se puede ver un corte estratigráfico del techo del Dogger en el perfil de Abejuela. Sobre las calizas micríticas del techo de la Formación Carbonatada de Chelva o Miembro Parte Media (Formación Domeño) aparece un nivel ferruginoso y encima unas calizas de aspecto seudonoduloso que corresponden a la Formación Calizas con Esponjas de Yátova.
 

Fotografía nº 9: Disposición estratigráfica del Dogger - Oxfordiense en el Perfil de Abejuela.

Una vez situado geológicamente a continuación describiré detalladamente el nivel que separa ambas formaciones y por lo tanto el Jurásico Medio del Jurásico Superior: 

La Capa de oolitos ferruginosos de Arroyofrio: 

Este nivel esta formado por calizas grises a veces beiges o amarillentas, aunque es normal que predominen los tonos rojizos debido a que presentan uno o más niveles de concentración de oolitos ferruginosos, en el perfil de Abejuela (ver fotografía nº 10) aparece un único nivel de oolitos.  La facies principal son las oomicritas aunque también pueden aparecer las calizas con intraclastos y biomicriticas. Los fósiles son abundantes, principalmente los ammonites, lo que facilita su datación. La Capa de oolitos ferruginosos tiene muy poco espesor, solo sobrepasa los dos metros en la zona de Caudiel - Higueras (Castellón), lo normal es que no alcance el medio metro de potencia como es el caso de Abejuela.   

Fotografia nº 10: Detalle de la Capa de oolitos ferruginosos.

La Capa de oolitos ferruginosos de Arroyofrio esta ligada a una importante discontinuidad o laguna estratigráfica que abarca varios subpisos del Calloviense y del Oxfordiense tal como se detalla en el gráfico de la figura nº 2. 

El limite del Jurásico Medio- Superior, como se ha podido ver en las fotografías anteriormente expuestas (números 6, 7 y 8) se localiza en este nivel, bien en su muro  o en  el interior de la Capa de oolitos  donde, tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía,  hay fauna de la cronozona Gracilis.  

Fotografía nº 11: ammonites dentro de la capa de oolitos ferruginosos

Fotografía nº 12: Limite superior   

Pero el límite también puede encontrarse a techo de la Capa de oolitos ferruginosos donde aparece una superficie muy neta que se puede ver en la fotografía de la izquierda y correspondiente a una superficie de no sedimentación, sobre la que se depositan calizas grises con tintes rojizos con abundantes oolitos ferruginosos que poco a poco que van desapareciendo hacia arriba. 

Fotografía nº 13: ammonite tumbado

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

En Abejuela (Teruel) la Capa de oolitos ferruginosos presenta una de sus mejores exposiciones. El nivel se localiza a medio kilometro al Norte del casco urbano del pueblo, en el camino que discurre paralelo al Barranco del Medio (ver mapa geológico en la siguiente figura) y la Capa de oolitos ferruginosos es fácilmente reconocible por su color rojo oscuro que destaca entre los grises de las calizas infra y suprayacentes.

Figura nº 6 : Mapa geológico de Abejuela (SIGECO;IGME)

Anteriormente hemos descrito el muro de la Capa de Oolitos, a continuación describiremos el techo de la misma. 

A techo de la Capa de oolitos ferruginosos de Arroyofrio, en todo el ámbito de la Cordillera Ibérica, se situa la Formación (antes Miembro) Calizas con esponjas de Yátova. Esta unidad esta compuesta por calizas grises micríticas o intraclásticas con estratificación media a fina, de aspecto noduloso o en plaquetas, cuando tiene intercalaciones margosas adquieren un aspecto rítmico. En ella que se encuentran numerosas secciones o fragmentos de esponjas y de ammonites, tal como se puede ver en la siguiente fotografía tomada en el corte tipo de la Formación en Yátova. 

Fotografía nº 14: Fotomontaje del aspecto en afloramiento de las calizas de la Formación Calizas con esponjas de Yátova con la presencia de esponjas cónicas tanto invertidas (ver fotografía de detalle con el ápice mirando hacia arriba) como ejemplares de esponjas en posición de vida y numerosos fragmentos de las mismas. 

Fotografía nº 15: Ejemplar de ammonite
 (Perisphinctes?)
recolectado en el Perfil de Tuejar (Valencia). 

Son muy abundantes las faunas  de ammonites, sobre todo los de  tipo Perisphinctidos, así como  otros fósiles  como los belemnites, bivalvos,  equinodermos. Las faunas de ammonites permiten asignar a la base de esta Formación una edad Oxfordiense Superior (Cronozona Bifurcatus), aunque en otros lugares se pueden presentar variaciones cronológicas y aparecer faunas del Oxfordiense Medio como el ammonite Gregoryceras transversarium (ver fotografía nº 17). 

En las siguientes fotografías se pueden ver ejemplares de estos ammonites tomadas de la guía de Ammonites. El techo de la formación coincide con el limite del Oxfordiense Superior aunque fósiles de dicha edad pueden parecer también en las margas de la Formación suprayacente. 

Fotografia nº 16: Perisphinctes

Fotografia nº 17: Gregoryceras transversarium

Luego, teniendo en cuenta estas dataciones mediante ammonites, entre las calizas situadas a muro de la Capa de oolitos ferruginosos y las calizas situadas a techo de este mismo nivel se localiza una laguna o condensación estratigráfica que abarca el Calloviense Medio, el Calloviense Superior, el Oxfordiense Inferior y el Oxfordiense Medio. 

Fotografía nº 18: Niveles de condensación de fauna principalmente ammonites (adultos y juveniles), esponjas (enteras y fragmentadas y tallos de crinoides.  

Una condensación estratigráfica se puede definir como la disminución en espesor de una sucesión estratigráfica  consecuencia de una tasa de sedimentación que puede vaciar de baja a nula o incluso puede ser negativa (Heim 1934) o como un proceso que ocurre en condiciones de sedimentación muy lenta o estancada que persiste a lo largo de un periodo de tiempo muy prolongado y que produce un estrato caracterizado por un enriquecimiento en fósiles tanto bien conservados como fragmentados, una mezcla de faunas de diferentes zonas paleontológicas que aparecen juntas (ver fotografía nº 18), normalmente esta capa de espesor reducido presentara una distribución regional (Rod 1946).

Fotografía nº 19: Fotomontaje con ammonites encontrados en la Formación Calizas con  esponjas de Yátova.

Jenkyns (1971) define una secuencia condensada como un nivel que tiene un espesor considerablemente reducido en comparación con otro nivel de igual edad y cuyo origen es producto de una sedimentación neta mínima. Este autor propone que en la génesis de las series condensadas del Jurásico del Tethys fueron ocasionadas tanto tanto por una condensación estratigráfica con aporte mínimo de sedimento, como por las removilización y retrabajamiento del mismo. Luego si una capa, horizonte, nivel, secuencia o sucesión estratigráfica esta condensada  será menos potente que la sucesión estratigráfica contemporánea usada como referencia.  

Los horizontes con ooides ferruginosos que hemos mencionado anteriormente se caracterizan por presentar indicios de sedimentación reducida y señales de interrupción de esta, apareciendo conjuntamente con superficies de discontinuidad. 

Los oolitos ferruginosos:

ANTECEDENTES: Numerosas investigaciones describen y estudian en profundidad los niveles de oolitos ferruginosos jurásicos de la Cordillera Ibérica. Una de las primeras investigaciones sobre estas facies fue realizadas por Juan José Gómez en su trabajo: "El Jurásico en facíes carbonatada en el Sector Levantino de la Cordillera Ibérica" publicado en la Serie Monográfica nº 4 de los  Seminarios de Estratigrafía de la U.C.M. (Madrid 1977). En este trabajo se sitúa estratigráficamente la capa de oolitos ferruginosos en numerosos perfiles estratigráficos y se describen sus características geológicas, realizando las primeras interpretaciones sobre su origen y significado. En la siguiente figura se puede ver uno de sus esquemas, que he coloreado, en el que se detallan los distintos niveles de oolitos ferruginosos estudiados por este investigador y los niveles infra y suprayacentes a los mismos:

 
Figura nº 7: Esquema de la situación y distribución estratigráfica de los niveles oolíticos del Dogger (tomado de J.J. Gómez 1977).

Alejandra García-Frank en su Tesis Doctoral: "Evolución biosedimentaria y secuencia del Jurásico Medio - Inferior de la Cuenca Ibérica (Sector NO)", publicada por la U.C.M. en el año 2,006, estudia con detalle y desde un punto de vista estratigráfico, mineralógico y ambiental estos depósitos de oolitos ferruginosos en la zona noroccidental de la Cordillera Ibérica.

Este mismo año Javier Ramajo Cordero presenta en la Universidad de Zaragoza su Tesis Doctotal: "Evolución sedimentaria del Calloviense - Oxfordiense en el Sector Central de la Cordillera Ibérica" en la que estudia con detalle la estratigrafía, petrología, mineralogía y sedimentología de estos niveles de oolitos ferruginosos en la a zona central de la Cordillera Ibérica.

Muchos otros investigadores han publicado trabajos dedicados a cuestiones de detalle sobre estas facies y en otros aparecen mencionados y considerados estos niveles ferruginosos. Todos estos antecedentes han sido considerados a la hora de redactar este articulo.

DESCRIPCION DE LAS PARTICULAS:

Los oolitos, como su propio nombre indica, tiene una forma esférica o subesférica, siendo la clasificación más utilizada para describirlos morfológicamente la de Young (1.989) que los clasifica atendiendo a su tamaño, forma y origen:  

TIPO DE ALOQUIMICO	TAMAÑO DE LAS PARTICULAS
	< 2 MM.	>2 MM.
Granos con estructura concéntrica	Ooide	Pisoide
Granos sin estructura concéntrica	Peloide
Granos de origen fecal	Pelet	Pelet
Granos de origen bacteriano	Microoncoide	Oncoide
Granos concéntricos deformados	Espastolito

Fotografía nº 20: Muestra de los solitos ferruginosos

En Abejuela, tal como se puede ver en la fotografía de la izquierda, los oolitos presentan una forma  de redondeada a fusiforme y son   muy esféricos con un tamaño inferior a los 2 milímetros, por tanto según las clasificación de Young (1,989), serian ooides, y aunque pueden aparecer algunos ejemplares de mayor tamaño, en general están bien clasificados (son homométricos) y están englobados en un cemento calcáreo ferruginoso de color rojizo como se puede ver en la muestra de la fotografía nº 18.  

En la siguiente imagen se puede ver una microfotografía (x16 aumentos) de la muestra de la fotografía anterior en la que puede apreciar con todo detalle la esferidad y homometría de los ooides ferruginosos. Ademas de las formas esféricas también pueden aparecer ooides de formas más complejas como ooides compuestos de otros oolides más pequeños agrupados y ooides con núcleos formados por otros oolides fracturados mecánicamente. Este fenómeno ligado a su forma de aparición en niveles de acumulación, es indicativo de la acción hidrodinámica sobre el medio sedimentario   

Fotografía nº 21: Microfotografía de los ooides de la muestra de la imagen anterior.

Ramajo en su Tesis Doctoral (2006) describe oolitos de pequeño tamaño, homométricos, con formas redondeadas a subredondeadas y también ooides alargados, arriñonados y fusiformes, incluso con formas irregulares (spatholitos). Los ooides presentan una estructura concéntrica con varias capas que rodean a un núcleo de origen muy variado pudiendo estar formado por fragmentos de ooides, partículas ferruginosas, cuarzo o bioclástos. En la siguiente imagen correspondiente a una microfotografía de una muestra de Abejuela se puede observar como hay ooides con formas fusiformes y con estructura concéntrica.

Fotografía nº 22: Microfotografia (x16 aumentos) de los ooides ferruginosos .

Las partículas con envueltas ferruginosas tiene una compleja historia de formación. En la siguiente figura (García-Frank 2006) se detallan las distintas etapas de la génesis de los oolitos ferruginosos:

Figura nº 8: Etapas en la génesis de los ooides ferruginosos

García-Frank considera que el mecanismo de fijación del hierro parece estar ligado a procesos de autigéneisis de la bertierina, posiblemente bioinducidos, a procesos de reemplazamiento de los núcleos bioclásticos  y a la acción de los organismos incrustantes que forman parte de las cubiertas ferruginizadas de las partículas. Prolongados periodos de sedimentación condensada favorecerían la reelaboración de las partículas, pudiéndose generar diferentes fases acumulativas durante su formación y dar lugar  a ooides de estructura compleja como la del ejemplar de oncoide de la siguiente figura: 

Fotografía nº 23: Oncoide de estructura compleja (García-Frank, 2006)

La acción de organismos incrustantes en el desarrollo de la partículas ferruginizadas es indicativa que estas estaban expuestas sobre el sedimento del fondo marino durante largos periodos de tiempo.

Fotografía nº 24: Ooide con núcleo y dos estadios de crecimiento diferenciados.  Se ven ooides alterados a limonita.

Los minerales normalmente asociados a este tipo de rocas ferruginosas son la bertierina, un filosilicato ferró-alumínico del grupo de las serpentinas de formula: (Fe,Al)3(Si,Al)2O5(OH)4 y la chamosita una clorita férrica cuyos componentes esenciales son el silicio, el aluminio y el hierro ferroso y como secundarios el magnesio y el hierro férrico, siendo su formula química: (Fe2+,Mg,Fe3+)5Al(Si3Al)O10(OH,O)8

Fotografia nº 25: Chamosita (imagen de Fotominers)

En la actualidad el mineral  bertierina solo se forma en ambientes tropicales, en medios marinos someros y con temperaturas del agua superior a los 20ºC, siendo muy frecuentes en las facies conocidas como: "verdine". 

En su tesis Ramajo indica que los ooides son de naturaleza goethítica y en menos medida hematítica, siendo algunos de composición fosfática (francolita). Según los análisis realizados por este investigador el contenido en Fe de los ooides es del 40 al 65% del total del mismo. Como ambiente de formación propone un medio marino somero (una decena de metros de profundidad) sometido a corrientes de alta energía, necesarias para la formación de los ooides y con una baja tasa de sedimentación . Los ooides se formarían mediante la precipitación de oxihidróxidos de Fe y la deposición de caolinita e illita en un medio oxidante que permitiera la existencia de Fe3+.     

También hay que tener en cuenta que la goethita un hidróxido de formula:  α-Fe3+O(OH) puede ser un mineral primario o un producto de alteración de la bertierina. Son frecuentes otros minerales como el apatito, la siderita y la pirita. 

Según este autor, el mecánismo de formación de los ooides seria la precipitación y acreción de minerales goethíticos a partir de un gel o suspensión coloidal en el agua marina, o bien por la fijación de los oxihidróxidos de Fe (FeOOH) sobre una superficie como consecuencia del aumento de la concentración en el agua marina. 

Fotografía nº 26: Ooide con dos fases de crecimiento.

En la microfotografía de la izquierda (Ramajo 2006) se puede ver la estructura de un ooide con un solo núcleo y dos fases o estadios de formación de capas ferruginosas separadas por una capa de sedimentos carbonatos.



Según Lucas et al. (1976) los ooides ferruginosos presentan una variada composición mineralógica pudiendo ser de limonita, hematites, goethita, magnetita, clorita, glauconita y siderita y se depositan en un medio marino bien comunicado y con salinidad normal, donde la sedimentación era mínima o ninguna. La profundidad seria de 50 a 60 metros (70 metros según J.J. Gómez) quedando el fondo a salvo de la acción de las olas y solo afectado por grandes tormentas y corrientes submarinas.  

Fotografía nº 27: detalle de una microfotografía en la que se aprecia la naturaleza goethítica de los ooides.

Por lo visto en las muestras de campo y mediante microfotografías aumentadas 16 veces (fotografías nº 21, 22, 24 y 27), pienso, como los dos últimos autores, que los ooides son de naturaleza goethítica, aunque abundan los de composición hematítica y limonítica quizás producto de la alteración de los primeros. El medio de sedimentación es claramente marino abierto como demuestra la abundancia de fósiles de cefalopodos (ammonites y belemnites) con una profundidad de 50 a 70 metros, aunque podrían formarse a profundidades menores como en el caso del montículo volcánico de Caudiel. Pero normalmente allí donde las profundidades son menores los ooides ferruginosos no aparecen y los ammonites están reemplazados por los niveles de acumulación de pectinidos.

Ha habido alguna controversia sobre el origen de los solutos que dan origen a las rocas ferruginosas y que pueden tener dos procedencias; exhalativo (volcánico o hidrotermal submarino) o no exhalativo por la alteración de suelos o fondos marinos. En la siguiente gráfica se pueden ver estos dos tipos de posibles procedencias:

Figura nº 8: Posibles orígenes del hierro de los ooides ferruginosos (García - Frank, 2006)

La mayoría de los investigadores abogan por el modelo volcánico para explicar la llegada y acumulación, a escala regional, de grandes cantidades de hierro, sílice y aluminio al medio sedimentario marino, más teniendo en cuenta que en la época en que se formaron estos depósitos ferruginosos (Jurásico Medio-Superior) no existían terrenos emergidos con el suficiente relieve y bajo las condiciones de clima árido que permitieran la formación de suelo lateríticos. Tal como se puede ver en el mapa paleogeográfico de la figura nº 3  donde no se ven masas continentales cercanas a la cuenca sedimentaria ibérica.  

Como ya se ha mencionado en otros artículos de este blog, existe un volcanismo alcalino miltiepisodico y de carácter vulcanoclástico en la Cordillera Ibérica. Estas manifestaciones volcánicas se sucedieron en un intervalo temporal entre el Pliensbachiense y el Bajociense, con un máximo de actividad durante el Toarciense. La dirección general de emplazamiento sigue una alineación NO-SE, heredada de la etapa de rifting del Triásico. La mayoría de los investigadores consideran que el volcanismo marino del Jurásico de la Cordillera Ibérica sería una continuación del volcanismo sin-rift del Trías y que se produjo durante el estadio de subsistencia térmica post-rift del Jurásico Inferior - Medio que sucedió al estadio sin-rift triásico.

En la siguiente figura (Mi Geoblog: Las Vulcanitas Jurásicas de Caudiel) se puede ver la relación existente entre la Capa de ooides ferruginosos de Arroyofrio y el Montículo volcánico de Caudiel:

Figura nº 9: El Montículo volcánico de Caudiel (modificado de J.J. Gomez (1.977))

A lo largo de la historia geológica aparecen muchos momentos en los que se forman estos niveles con partículas ferruginosas. En el siguiente gráfico se puede ver la distribución de estas facies con dos máximos, el primero en el Ordovícico y el segundo en el Jurásico:

Figura nº 10: Distribución de las rocas ferruginosas en la escala geológica (Garcia-Frank 2006) 

Van Houten (1985) indica que la formación de rocas ferruginosas durante el Jurásico Inferior y Medio se produjo en un clima favorable que se extendió hasta las regiones polares, debido a que la configuración del Pangea propicio el desvió de las corrientes ecuatoriales hacia latitudes altas. Estaríamos en un periodo con el nivel del mar bajo, con un gran desarrollo de los mares epicontinentales en la Europa Central y Oriental. Estos mares se caracterizarían por estar ligados a masas continentales con poco relieve y por la existencia de un transporte de baja energía de los sedimentos detríticos lo que favoreció el desarrollo de las facies carbonatadas en el dominio del Tethys.    

Fotografía nº 28: Pizarras paleozoicas (Silurico) con niveles muy ferruginosos (Sierra del Espadán; Castellón) 

RESUMEN:

El limite entre el Jurásico Medio y el Jurásico Superior en el Sector Levantino de la Cordillera Ibérica viene claramente marcado por la presencia de una unidad estratigráfica singular: La Capa de Oolitos ferrugionosos de Arroyofrío a la que algunos investigadores han llegado a otorgar el rango de Formación. Esta Unidad fácilmente reconocible en el campo por la abundancia de ooides,  costras  ferruginosas y niveles de concentración de fauna, presenta una importante laguna o hiato sedimentario que abarca varios subpisos del Calloviense al Oxfordiense. La Capa de Oolitos ferruginosos se localiza a techo del Miembro Parte Media de la Formación carbonatada de Chelva o de su equivalente estratigráfico la Formación Domeño. 

Aunque la capa de Oolitos ferruginosos de Arroyofrio esta presente en casi toda la Cordillera Ibérica, uno de los mejores lugares para su observación es el perfil del camino del Barranco del Medio en Abejuela (Teruel) donde la capa de ooides es visible y puede seguirse un buen trecho a lo largo del camino. En este perfil la Capa presenta una potencia de medio metro y lleva a muro un nivel de concentración de fauna, preferentemente cefalopodos (ammonites y belemnites) aunque también aparecen ejemplares entro del mismo nivel ferruginoso. El techo de la Capa viene definido por una neta superficie de no sedimentación a parir de la cual se deposita la Formación Calizas con esponjas de Yátova una unidad estratigráfica con un gran contenido fosilifero, principalmente esponjas y ammonites y cuyo techo viene definido por otra discontinuidad marcada por un nivel de concentración de fauna.

Las microfotografías realizadas a las partículas ferruginosas de Abejuela parecen indicar que son de composición, preferentemente, goethítica  y que se pueden clasificar como ooides (tamaño inferior a 2 mm) presentando formas redondeadas y subesféricas en una matriz calcárea ferruginosa de color rojizo o amarillento. Algunos ooides presentan una típica estructura concéntrica.      

Summary:

The Middle to Upper Jurassic limit in the Levantine Sector of the Iberian Chain is clearly marked by the presence of a single stratigraphic unit: Layer of ferruginous oolites of Arroyofrio, which some researchers give the range of Formation. This unit, easily recognizable in the field by the presence of oolites, ferruginous crusts and fossil concentration levels, presents an important gap or sedimentary hiatus spanning several subfloors the Callovian and Oxfordian. Layer ferruginous oolites is located within Middle Part Member of Carbonated Formation of Chelva or its stratigraphic equivalent of the Domeño Formation.

One of the best places to observe this unit is the profile of Middle Canyon Road in Abejuela (Teruel) where oolites layer is visible and can be followed for some distance along the road. In this profile of Layer Arroyofrio oolites has a thickness of half a meter and leads a concentration level of wildlife, preferably cephalopods (ammonites and belemnites), although there are also examples in the oolitic layer itself. The ceiling of the unit is defined by a net surface from which the Limestone of sponges Formation is deposited, a stratigraphic unit with a large fossil content of sponges and ammonites and whose ceiling is defined by marked discontinuity for another level concentration of wildlife. 

Photomicrographs made of oolites Abejuela to suggest that are preferably of goethítica composition can be classified as ooids (size less than 2 mm.) with rounded and subspherical in a limestone matrix forms reddish or yellowish. Some oolites have a typical concentric structure.