jueves, 5 de octubre de 2017

EL JURASICO DE ASTURIAS



En otras entradas de este blog he descrito de manera pormenorizada e ilustrado con fotografías y gráficos las rocas jurásicas que aparecen en las playas de Peñarrubia, Serín  (Jurásico Inferior) y España (Jurásico Superior).


Recientemente me he hecho con nuevo material fotográfico lo que me permite completar una descripción geológica una completa del Jurásico de la Costa Asturiana.

SITUACION GEOGRAFICA

En Asturias los afloramientos jurásicos se localizan en la zona comprendida entre Avilés y Ribadesella que se señaliza en el siguiente mapa:

Figura nº 1: Mapa de situación de los afloramientos jurásicos.
El estudio de la geología en Asturias siempre se presenta muy complicado por la espesa cubierta vegetal que cubre la región y la mala calidad de los afloramientos, sin embargo el estudio del Jurásico esta facilitado por su magnifica exposición que hay en los mas de 50 kilómetros de acantilados de la costa comprendida entre Gijón y Ribadesella y conocida como la Costa de los dinosaurios (ver Figura nº 1)

DESCRIPCION GEOLOGICA

El Mesozoico en Asturias se localiza en el interior de una mega estructura tectónica conocida como “rodilla asturiana”. El limite septentrional lo constituye en Mar Cantábrico y el meridional una zona intensamente tectónizada: la Franja móvil intermedia y el Surco de Oviedo, tal y como se puede ver en el siguiente croquis geológico (tomado del Atlas del Jurásico de Asturias):

Figura nº 2: Croquis geológico (García Ramos et al.)

El Jurásico se sitúa directamente encima de los depósitos permotriásicos que fosilizan el relieve hercínico y que se disponen indistintamente sobre el Ordovícico, el Devónico o sobre el Carbonífero afectados por la Orogenia varisca. Constituyen una cobertera subtabular, libre de la intensa deformación que afecta al basamento salvo en zonas próximas a accidentes tectónicos (fallas) que sufrieron reactivaciones tardías.

Presenta una suave deformación de cobertera caracterizada por fracturas con poco desplazamiento y deformaciones muy laxas como las flexuras de la siguiente fotografía que afecta a las ritmitas de la Formación Rodiles en Peñarrubia:    

Figura nº 3: Flexuras en la ritmita de Peñarrubia (Gijón)
En la fotografía que ilustra el titulo de este articulo se puede ver el anticlinal en calizas del Jurásico del Islote de Los Caracoles (Cabo de San Lorenzo, Gijón).

Las principales fracturas que afectan a la disposición del Jurásico en Asturias son de dos tipos: las grandes fracturas que limitan su extension superficial por el Sur, como la Falla de Ventanielles y la Zona de falla de Casares (franja móvil intermedia) y las fallas que  afectan al propio Jurásico: como las fallas de Veriña, Caldones, Villaviciosa, Lastres y Cofiño que se presentan con una dirección NE-SW perpendiculares a la linea costa. Alguna de ellas como la falla de Villaviciosa con una marcada importancia paleogeográfica.

A escala de afloramiento se pueden apreciar algunos pliegues laxos de pequeño tamaño  como el que ilustra el titulo de este articulo (anticlinal del Islote de Los Caracoles) y fallas perpendiculares a la línea de costa con desplazamientos tanto en la vertical como en la horizontal. En la siguiente fotografía se puede ver una de estas fracturas con un plano de falla muy visible en el que la estrías indican un movimiento con una componente subvertical:

Figura nº 4: Plano de falla afectando a depósitos del Jurásico Superior.
ESTRATIGRAFIA

La magnifica exposición de las rocas jurásicas a lo largo de los acantilados del sector oriental de la costa asturiana, entre Gijón y Ribadesella, ha permitido el levantamiento de columnas litoestratigráficas muy detalladas por parte de diferentes autores, principalmente investigadores de la Universidad de Oviedo como José Carlos García Ramos o Carlos Aramburu entre otros.

La formación de la Cobertera Mesozoica Asturiana se inicia hace 290 millones de años durante el Pérmico con la sedimentación detrítica de las formaciones Sotres, Cabranes y Caravia con un espesor conjunto de 1.000 metros de depósitos vulcanoclásticos compuestos principalmente por  lutitas, areniscas y conglomerados (silíceos y carbonatados) con floras autunienses y colores abigarrados (rojizos, verdosos y grises) en facies Buntsandtein.

Entre el techo del Pérmico (Formación  Caravia) y el muro del Jurásico se localizan unos terrenos (Formación Fuentes) constituidos por lutitas y limolitas abigarradas (rojizas y verdosas) con niveles de carbonatos y evaporitas (yeso) que recuerdan a las facies Keuper de la Cordillera Ibérica.

 EL JURASICO


En el intervalo comprendido entre los 208 y los 146 millones de años se extiende el conocido como Jurásico nombre que deriva de los Montes Jurá. En el siguiente grafico se puede ver la situación del Jurásico en la escala cronológica:



Figura nº 5: Tabla geocronológica
A finales del Triásico y sobre el ya aplanado relieve de la Cadena Varisca se produjo la transgresión de un mar situado al norte y noreste y el inicio la sedimentación marina jurásica. El origen de estos acontecimientos hay que buscarlo en la rotura del supercontinente Pangea en dos partes el Continente Laurasia al Norte y el Continente Gondwana al Sur separadas por el Océano Tethys. En esta época se inicio la apertura del Océano Atlántico y la separación de la Meseta Ibérica de Canadá. En la siguiente reconstrucción paleogeográfica (tomada de Colorado Plateau System) se puede ver la situación de los continentes y de los océanos a mitad del periodo Jurásico y el proceso de apertura del Océano Atlántico.

Figura nº 7: Paleogeografia del Jurásico Medio
Como ya se ha indicado el Jurásico se caracteriza por un ascenso generalizado del nivel del mar que propicio la inundación de amplias zonas de los continentes y por un clima mas benigno que el del Triásico, con mayor humedad y temperaturas mas estables. Estas nuevas condiciones favorecieron una explosión biológica con la aparición de grupos animales tan importantes como los dinosaurios en tierra firme y de una gran variedad de vida en los mares cálidos que las bañaban. Además estas favorables condiciones climáticas (efecto invernadero) favorecieron el desarrollo de la vida vegetal que también fue muy abundante dominando las cícadas y las coníferas junto a los equisetos y los helechos. A lo largo de este articulo veremos los fósiles de muchos de estos organismos.   

El Jurásico asturiano se divide en dos partes bien diferenciadas:

Una parte inferior o Grupo Villaviciosa (Hettangiense – Bajociense Inferior) en la que el mar se instala en la Región y va ganando progresivamente en profundidad siendo los cefalópodos (ammonites y belemnites) sus fósiles mas característicos. En este ambiente de mar abierto se forman espesas formaciones calcáreas (calizas y dolomías) que progresivamente pasan a ritmitas de calizas y margas con una abundante fauna fósil.

Una parte superior o Grupo Ribadesella (Kimmeridgiense) esta constituida por depósitos eminentemente detríticos (conglomerados, areniscas y lutitas) que procedían de un relieve situado al Oeste y emergido durante la fase Neokimmérica. Desde este relieve se aportaban sedimentos que se distribuían por medio de abanicos aluviales, sistemas fluviales y deltas por los que se movía una importante fauna de dinosaurios. 

Ambas partes o grupos están separados por una discordancia con paleorelieve producida durante las pulsaciones tectónicas distensivas que durante esta época afectan al margen septentrional de la microplaca ibérica y marcan el inicio del Rift del Golfo de Vizcaya.

Como ya he mencionado la excepcional exposición de los depósitos jurásicos a lo largo de la costa asturiana y la existencia en la Universidad de Oviedo de una Facultad de Ciencias Geológicas ha propiciado que se tenga un amplio conocimiento de la disposición estratigráfica del Jurásico en Asturias, la siguiente columna estratigráfica tomada del libro “Geología de Asturias” de Carlos Aramburu y Fernando Bastida  resume este conocimiento:

Figura nº 6: Columna litoestratigráfica del Jurásico de Asturias
DESCRIPCION ESTRATIGRAFICA

El Jurásico en Asturias se divide en 6 formaciones que de muro a techo son:

FORMACIÓN GIJÓN (RHETIENSE-SINEMURIENSE INFERIOR):

Se situa sobre las facies Keuper de la Formación Fuentes mediante un contacto transicional constituido por 30-40 metros de calizas tableadas y arcillas rojas. La Formación Gijón marca el inicio de la transgresión jurásica desarrollandose sobre las plataformas costeras evaporíticas del Triasico una costa fangosa y carbonatada ricas en sales en un medio de sedimentacion de sublitoral somero a sublitoral en el que se desarrollaron llanuras carbonatadas y evaporíticas (sabkha).

Figura nº 7: Miembros de la Formación Gijón
La Formación Gijón tiene un espesor muy variable que aumenta de Oeste a Este pasando de 150 a 190 metros y se divide en tres miembros: Miembro Solís, y Miembro Favares y un Miembro Superior, tal como se puede ver en la figura de la derecha:

El Miembro Solís o Miembro Inferior consta de una monótona sucesión de 90 a 100 metros de espesor, de calizas y dolomías de color gris claro y tonalidades amarillentas, bien estratificadas y laminadas, anteriormente conocidas como Calizas magnesianas de Gijón y Dolomías de Sotiello,  con alguna intercalación margas grises oscuras. Es caracteristica la presencia de niveles de colapso brechas originados por la disolución de capas de yesos.

Se trata de una secuencia azoica en la que los unicos fósiles presentes son lumaquelas y moldes de gasteropodos y lamelibranquios. Son característicos los estromatolitos que dan a las dolomías un aspecto laminado aspecto que tambien puede ser debido a un mayor o menor contenido en arcillas y pellets.

En la siguiente fotografia se pueden ver las calizas dolomíticas y/o dolomías bien estratificadas de este Miembro en la Playa del Cervigón:


Figura nº 8 Dolomías tableadas de la Formación Gijón.
A 40 metros del muro de este miembro se encontro el unico fósil que ha permitido una datación de estos terrenos, un ejemplar de Psiloceras (Caloceras) pirondi (REYNES) de la parte superior del Hettengiense Inferior (Zona Planorbis).

El Miembro Favares o Miembro Medio o Miembro Bárzana en Villaviciosa esta formado por brechas de colapso, margas y lutitas gris oscuras o rojizas entre las que se intercalan niveles delgados de yesos, calizas y dolomias.

Su espesor varia desde los 15 metros al Oeste a 90 metros al Este.

El Miembro Superior esta formado por una alternania de calizas de color gris oscuro fétidas, calizas oolíticas (Calizas Oolíticas de Deva) y calizas estromatolíticas. Este Miembro pasa a la formacion suprayacente mediante calizas nodulosas bioclásticas, niveles de brechas y calizas detríticas con cuarzo. Las calizas estan estratificadas en bancos gruesos y con frecuentes vetas de calcita. Este miembro presenta con algo más de fauna marina fósil (crinoideos, braquiopodos, lamelibranquios y gasteropodos) que los dos anteriores.

La potencia del miembro varia de 50 metros al Oeste a 100 metros al Este.

FORMACION RODILES (SINEMURIENSE SUPERIOR (LOTHARINGIENSE)-BAJOCIENSE INFERIOR):

El contacto con la formacion infrayacente es un contacto gradual al que le sigue una sucesión muy monotona de calizas grises o gris azuladas, bien estratificadas, con delgados interestratos de margas. La Formación se divide en dos Miembros: Miembro Buerres y Miembro Santa Mera, el primero formado por calizas nodulosas fosilíferas y el segundo por una alternancia ritmica de calizas y margas tambien fosilíferas.

Figura nº 9: Ritmita calizas y margas.
El Miembro Buerres con 70 metros de espesor en Peñarrubia consta de una parte inferior con potentes bancos de calizas masivas grises a veces esparíticas y oolíticas, calizas margosas gris oscuras e interestratos delgados de margas con abundantes vetas de calcita blanca y muy escasos fósiles. Hacia el techo comienzan a adelgazar los estratos calizos y a engrosarse los de margas tendiendo a alcanzarse una equivalencia que da lugar a una alternancia ritmica de calizas y margas en estratos de una potencia media de 30 centimentos. En la siguiente fotografia se puede ver la ritmita con su caracteristico color gris azulado.

La aparición de la ritmita va acompañada de un aumento en la cantidad de fósiles lo que permite realizar dataciones bioestratigraficas. En la foto de la derecha de puede ver niveles de concentración de braquiopodos (rhyinchonellas) que aparecen como pequeñas geodas rellenas de cristales de calcita blancos.

En este miembro es donde se produce, en el tránsito Sinemuriense Inferior-Sinemuriense Superior, el cambio de las condiciones ambientales de un mar somero (presencia de niveles oolítico-esparíticos) a un mar de aguas más profundas (ritmita con cefalopodos y braquiopodos).

El Miembro Santa Mera con un espesor de 70 a 130 metros esta formado por una ritmita de margas, lutitas margosas y calizas bastante monótona solo rota por niveles algo arenosos o bituminosos. Las calizas (micritas y biomicritas) son grises a gris azuladas, negras en fractura fresca y se presentan en estratos delgados de 5 a 30 cm a veces boudinados. Los niveles margosos de la ritmitas son de color gris oscuro a negro, ricos en materia orgánica, hojosos muy laminados y bioturbados y pueden llegar a los 20 a 30 cm de potencia.

En la siguiente fotografia se puede ver el aspecto típico de estas facies, en este caso con  una gran concentraccion de rostros de belemnites en un interestrato margoso:

Figura nº 10: Concentración de belemnites en un estrato cargoso (Playa de Vega)
En este miembro se encuentra abundante fauna de cefalopodos (ammonites y belemnites) y braquiopodos (terebratulas y rhynchonellas) mas abundante según ascendemos en la serie, asi el Pliensbachiense y Toarciense es más fosílifero que el Sinemuriense y asi hasta la crisis biológica del Aalenense. Los fósiles mas abundante son los braquiopodos, sobre todo las rhynchonellas que pueden contener petroleo en su interior.

En la siguiente fotografia se pueden ver unos ejemplares de ammonites (moldes y contramoldes) tipicos de esta formación:

Figura nº 11: moldes y contramoldes de ammonites (Playa de Serín)
El techo de la ritmita presenta margas con tonos rojizos, rosados y verdosos con claros signos de erosión (Peñarrubia) formandose una clara disconformidad. En la Playa de Serín el último estrato de la ritmita presenta huellas de retaccion (mud cracks) lo que indicaria la emersión del fondo marino.

El medio de deposición de la Formación Rodiles es marino, concretamente una rampa carbonatada interna (Miembro Buerres) que evoluciona hacia una rampa carbonatada externa y a una platafoma marina abierta (Miembro Santa Mera).

FORMACION LA ÑORA / VEGA:

Desde Gijón hasta Villaviciosa encima del ultimo estrato de caliza con faunas carixienses se dispone un nivel de medio metro de potencia de conglomerado de cemento arenomargoso con cantos calcáreos angulosos con fragmentos transportados de belemnites y braquiopodos y algunas gravas cuarcíticas. Sobre este conglomerado se situan 3,5 metros de arcillas y margas algo arenosas de color rojizo, gris y pardo con algun canto cuarcítico con faunas pliensbachienses y toarciense mezcladas.

Estos niveles se originaron hace 154 millones de años como consecuencia de la erosión y transporte corto de las series marinas carbonatadas que empezaban a emerger al Sur (fase Neokimmérica) incorporando elementos cuarcíticos procedentes de un area fuente mas alejada y que a contuacion llegarian masivamente a la cuenca  kimmeridgiense.

Procesos tectónicos importantes dieron lugar a la elevación de toda la cuenca y a  la retirada del mar produciéndose la emersión de las rocas depositadas en el fondo del mismo y la formación de una cuenca sedimentaria que seria rellenada por los aportes que los ríos traían de un relieve montañoso silíceo situado al Oeste. En la parte occidental de la cuenca, la más cercana al área fuente, las corrientes fluviales muy energéticas (braided) depositaron, en valles excavados en las rocas marinas, los sedimentos detríticos mas gruesos: conglomerados y areniscas de grano grueso que constituyen la Formación La Ñora, mientras que más hacia el Este estas corrientes fluviales transformadas en ríos meandriformes con una energía de transporte mas baja, depositaron las areniscas de grano mas fino y lutitas rojas  la constituyen la Formación Vega. En el bloque diagrama de la figura de la derecha se puede ver este proceso:

Figura nº 12: Bloque diagrama de la Formación La Ñora / Vega (tomado de Geología de Asturias, Aramburu y García)

Así pues la Formación La Ñora desaparece hacia el Este (Villaviciosa) pasando a lateralmente a la Formación Vega y se la considera como la consecuencis del relleno de un amplio paleovalle de orientación SW-NE por medio de un sistema de abanicos aluviales.

La Formación se divide en dos miembros: el Miembro Serín y el Miembro Estaño en la siguiente fotografía se pueden ver estos dos miembros dispuestos discordantemente sobre la ritmita del Miembro Mera de la Formación Rodiles:

Figura nº 13: Contacto entre la Formación Rodiles y la Formación La Ñora (Playa de Serín)
El Miembro Serín: presenta un espesor reducido (5-15 metros) y muy variable pudiendo no aparecer. Esta formado conglomerados de cantos procedentes de mismo Jurásico Inferior y por arcillas y margas rojizas o anaranjadas con estratos de areniscas amarillentas y conglomerados silíceos de poca continuidad lateral.

El Miembro Estaño: se coloca directamente encima del miembro anterior y de una forma claramente erosiva (ver fotografía de la figura nº 16). Esta formado por gruesos estratos de ortoconglomerados silíceos como los que se pueden ver en la siguiente fotografía. 

En la siguiente fotografía se puede ver el contacto de este Miembro con el miembro inferior, se observa la base erosiva y canalizada de las pudingas y un marcado nivel de alteración de las arcillas por exposición subáerea.
Figura nº 14: Conglomerados silíceos en gruesos bancos (Miembro Estaño de la Formación La Ñora)

Figura nº 15: Conglomerado "fabuda".
Estos ortoconglomerados (conocido en la zona como conglomerado “fabuda”) están compuestos por clastos de cuarcitas  redondeados y subesféricos y pueden ser clastosoportados o presentar abundante matriz arenosa que llega a formar niveles de areniscas con cantos. Los clastos son casi totalmente de cuarcitas de colores claros, aunque pueden aparecer cantos de otros orígenes como el de ofita que se puede ver en la fotografía de la derecha.


Suelen presentarse bien clasificados por tamaños, variando de cantos a gravas.

La Formación La Ñora se deposito en un medio de alta energía: un abanico aluvial proximal recorrido por corrientes fluviales de tipo braided que transportaban sedimentos detríticos muy gruesos (cantos y gravas) de una lejana área madre (Zona Asturoccidental-leonesa).

La Formación Vega en el perfil del Puerto de Tazones tiene un espesor de 100 metros formados por una alternancia de areniscas rojizas y blancas de grano medio de cuarzo o cuarcita con poca matriz arcillosa en bancos de 1 a 10 metros de espesor alternado con niveles de arcillas limolíticas abigarradas (rojas, rojizas, amarillas,…) en niveles con espesores de 5 a 15 metros. En la parte baja de la formación aparecen intercalaciones de conglomerados silíceos de poco desarrollo vertical y horizontal. En el post sobre la Playa de España en este mismo blog hago una pormenorizada descripción de esta Formación.

Las areniscas presentan una gran variedad de estructuras sedimentarias: canalizaciones, acuñamientos, estratificaciones y laminaciones cruzadas y horizontales, ripples. Sin embargo la estructura mas llamativa de todas las que he visto es esta laminación volcada:

Figura nº 16: laminación volcada en el techo de un estrato de arenisca (Formación Vega)
No son raros los restos vegetales transformados en azabache a veces como troncos de gran tamaño y otras veces como fragmentos.

Como ya he mencionado esta formación es el equivalente lateral de la Formación La Ñora (ver figura nº 14) y esta organizada en ciclos granodecrecientes de espesor métrico que se depositaron en una llanura aluvial surcada por cauces fluviales efímeros de cierta sinuosidad en los que vivía una variada fauna que comprendía desde gusanos y crustáceos a grandes reptiles, tal como se puede ver en la fotografía de la siguiente figura donde se puede ver una bioturbación del icnogénero Thassinoides debida a un organismo invertebrado (crustáceo) y en primer plano la icnita de un vertebrado, un dinosaurio  bípedo (Teropodo?):
Figura nº 17: Bioturbación por thalassinoides e incita de dinosaurio terapodo.

La Falla de Villaviciosa debió jugar algún papel en el control y disposición de los ambientes sedimentarios durante el Jurásico Superior  pues ambas formaciones (La Ñora – Vega) prácticamente desaparecen hacia el Este a la altura de la Ría de Villaviciosa a partir de donde se pasa lateralmente a las siguientes formaciones:

LA FORMACION TEREÑES:

En Tazones sobre las areniscas y lutitas de tonalidades amarillentas y rojizas de la Formación Vega se sitúa un conjunto constituido por una sucesión lutítico-margosa, se trata de margas oscuras mas o menos calcáreas con intercalaciones delgadas de areniscas de grano fino con matriz arcillo-calcárea mas abundantes hacia la base y con frecuentes capas, lentejones y nódulos carbonatados. Se trata de un tramo muy fosilífero con lumaquelas de bivalvos y menos abundantes de gasterópodos,  de agua dulce y icnitas de dinosaurio como las de los Sauropodos de la Playa de La Griega.

Su espesor es muy variable de 65 a 160 metros y esta datada con ostrácodos como Kimmeridgiense Superior.

La Formación Tereñes se divide en tres miembros:   

Figura nº 18: Formación Tereñes.
Un Miembro Inferior con un espesor aproximado de 20 metros esta formado por una alternancia de areniscas de grano fino y margas grises oscuras. En la fotografía de la derecha se pueden ver estos niveles de margas grises oscuras con estratos de areniscas finas con estructuras sedimentarias (ripples) a techo.


Un Miembro Medio, de 7 a 10 metros de espesor, compuesto por conglomerados calcáreos que alternan con margas calcáreas pasando hacia arriba a calizas y margas limosas y lumaquélicas.


Son frecuentes las icnitas de dinosaurios.

Un Miembro Superior que puede alcanzar los 130 metros de espesor y compuesto por margas lumaquélicas con nódulos y lentejones calcáreos y pocas intercalaciones de areniscas y limolitas. Localmente aparecen algunas capas de yesos.

En la siguiente fotografía se puede ver una lumaquela con una gran concentración de bivalvos del tipo de la almeja y de moluscos del tipo turritela:

Figura nº 19: Lumaquela de lamalibranquios y gasteropodos (turritela) 
La Formación se deposito en un lagoon de plataforma (shelf lagoon) en una pequeña cuenca marginal restringida y separada del mar abierto por un umbral de origen tectónico como demuestra la ausencia de fauna pelágica.

LA FORMACION LASTRES:

Se la data con ammonites como Malm (Kimmeridgiense). La Formación alcanza los 500 metros de espesor (Ridadesella) de una sucesión eminentemente terrígena en la que la superposición de pequeños sistemas fluviodeltaicos genero una alternancia de areniscas grises, beiges y pardoamarillentas con cemento carbonatado dispuestas en estratos de muy variable espesor e intercaladas con lutitas limosas, lutitas arcillosas, margas y algunas capas de carbonatos. Son frecuentes los niveles de margas lumaquélicas con bivalvos y pueden encontrarse algunos niveles conglomeráticos    

Figura nº 20: ripples de interferencia.
Dentro de una secuencia tan potente se pueden identificar diversos ambientes sedimentarios como llanuras aluvio-deltaicas con sus canales principales y áreas entrecanales con marismas, lagos y pantanos, los depósitos de frente deltaico formados por cuerpos areniscosos de gran potencia, depósitos de prodelta constituidos por areniscas de grano muy fino, limolitas y lutitas oscuras en capas muy delgadas y los ambientes de lagoon en los que se depositaron margas oscuras y calizas en lentejones o capas delgadas con lumaquelas de bivalvos y gasterópodos.

La Formación se deposito en la misma cuenca restringida que la Formación Tereñes pero con una mejor comunicación con el mar abierto como demuestra que se hayan encontrado algunos ammonites. En la Formación Lastres se han identificado (Valenzuela et al. 1998) tres géneros coníferas: Brachyphyllum, Protocupressinoxylon y Agathoxylon que vivieron en un clima cálido y relativamente seco sin variaciones estacionales.

Es muy abundante la bioturbación y se han identificado: Thalassinoides, Planolites, Diplocraterium, Arenicolites, Rhizocorallium, etc… así como gran variedad de icnitas de dinosaurio tanto de Therópodos, como Ornitópodos y Saurópodos concentradas sobre todo en los ambientes de llanura deltaica  concretamente en las facies fangosas de los canales abandonados donde el sustrato era compacto y permitía el paso hacia el interior del lagoon.

Figura nº 21 : bioturbación (thalassinoides) conservada en oxido de hierro. 
En la siguiente imagen se puede ver un rastro de un dinosaurio sauropodo en el techo de un estrato de areniscas:
Figura nº 22: Icnitas de dinosaurio sauropodo en el techo de un estrato de areniscas.

RESUMEN

Todo el conjunto del Jurásico Superior (Grupo Ribadesella) se deposita en una cuenca marginal restringida de tipo graben o semigraben que se desarrolla en el margen distensivo de la microplaca ibérica al inicio de la formación del Rift del Golfo de Vizcaya. Esta cuenca se rellena a partir de los sedimentos que son transportados por uno o varios sistemas fluviales desde un relieve levantado situado al Oeste y compuesto por el Paleozoico silíceo característico de la Zona Astur-Occidental Leonesa y levantado en el límite Jurásico Medio-Jurásico Superior. El Grupo Ribadesella esta compuesto por 4 formaciones que se interrelacionan entre si. Hacia el W (Sector Gijón- La Ñora) sobre el Jurásico Inferior (Grupo Villaviciosa) se sitúa mediante una marcada discordancia erosiva los conglomerados silíceos (fabuda) de la Formación la Ñora depositados en un ambiente de abanico aluvial que hacia el Este y de una forma rápida evoluciona hacia un ambiente de llanura fluvial surcada por ríos meandriformes en el que se depositan areniscas canalizadas, lutitas y niveles de conglomerados silíceos.


Sobre el conjunto Ñora/Vega y en el área de Tazones – Ribadesella se sitúan las margas oscuras de la Formación Tereñes depositadas en un medio de lagoon de plataforma y que lateralmente y rápidamente pasan a los depósitos fluvio-deltaicos de la Formación Lastres que se extienden desde Villaviciosa hacia el Este. En la siguiente figura se puede ver la correlación estratigráfica de los dos sectores del Jurásico de Asturias (tomado de Garcia Ramos et al. 2006):


     
FÓSILES CARACTERÍSTICOS DEL JURÁSICO DE ASTURIAS:

En el corte de las playas de acantilados de la costa cantábrica entre Gijon y Ribadesella es posible encontrar numerosos fósiles de distintos tipos de flora y fauna.

En el Jurásico Inferior de Asturias y concretamente en el Miembro Santa Mera de la Formación Rodiles los fósiles mas abundantes son los cefalópodos: ammonites y belemnites (ver fotografías de las figuras 3 y 4) y los braquiópodos: rhynchonellas y terebratulas tipos de ambientes marinos abiertos. De modo menos abundante se pueden encontrar lamelibranquios y gasterópodos.

En la siguiente lámina se pueden ver los principales tipos de fósiles que aparecen en el Jurásico Inferior de Asturias: