martes, 25 de julio de 2017

IDDINGSITA EN EL VOLCAN DE COFRENTES



En otras publicaciones (Aventuras geológicas, Ayuntamiento de Cofrentes, etc…) ya se habla de este lugar que incluso fue objeto de un Geodía monográfico. Por eso no me extenderé mucho en explicaciones científicas, siendo el objeto de este articulo mencionar, pienso que por primera vez, la presencia en la Comunidad Valenciana de un mineral: la Iddingsita.

ANTECEDENTES:

En la Provincia de Valencia el volcanismo, como tal, se reduce a un único evento acaecido hace 2 millones de años en lo que hoy es el Cerro de Agras en el municipio de Cofrentes. También hubo otro evento volcánico neogeno en Picassent: Volcán de la Pedra Negra pero de este solo quedan los restos de un pequeño afloramiento de bloques de rocas volcánicas basálticas con geodas que se pueden ver en la siguiente fotografía:

Figura nº 1: Bloques de basalto en el Paraje de la Pedra Negra (Picassent)
También aparecen otras rocas volcánicas asociadas a afloramientos del Keuper y del Jurásico. Estas rocas volcánicas son muy diferentes a los basaltos del vulcanismo reciente, así en el Keuper frecuentemente aparecen ofitas o diabasas, unas rocas subvolcánicas que se presentan como intrusiones dentro de las evaporitas. Estas rocas destacan por su color verde y su de textura holocristalina con cristales de plagioclasa de color blanco y de piroxenos, a veces alterados a anfiboles, de colores oscuros (verdes) como se puede ver en la siguiente fotografía correspondiente a una ofita en Náquera:

Figura nº 2: Ofita en Los Algepsares de Náquera
Las ofitas del Jurásico aun son mas diferentes presentando una textura afanítica (ofítica) y un característico color verde. Se observan muy claramente los cristales blancos de plagioclasa envueltos en priroxenos de color verde. En la siguiente fotografía se puede ver una muestra de una ofita de Caudiel.


Figura nº 3: Ofitas de Caudiel


GEOLOGIA DE LA ZONA.

Aunque el volcanismo de Cofrentes es reciente (Pliocuaternario) las causas que lo ocasionan se remontan al Paleozoico cuando el Plegamiento Hercínico dio origen a profundas fisuras en la Corteza terrestre una de las cuales el “Accidente Requena – Mora” discurre por debajo del Valle de Ayora-Cofrentes.

Durante la mayor parte del Mesozoico esta zona funciono como una cuenca sedimentaria (Cuenca Ibérica) en la cual se acumularon gran cantidad de sedimentos, primero (Pérmico y Triásico) de origen continental y posteriormente (Jurásico y Cretácico) de plataforma marina. Durante el Plegamiento Alpino las antiguas fracturas hercínicas se reactivaron y se constituyo una red grandes fracturas distensivas (Antepaís Bético Fracturado) que funcionaron como rifts terciarios respondiendo a una extensión superficial de dirección ENE-WSW. Uno de estos “rifts” es el “Rift Ayora-Cofrentes” (Santisteban et al) situado dentro de una estructura mayor el “Arco Almansa-Teruel” (IGME) cuyo origen es la reactivación del mencionado “Accidente Requena-Mora”.

Figura nº 4: El Rif Europeo (Murcia Digital)
Aunque ya iniciado durante el Terciario, fue durante el Cuaternario cuando se origino el Gran Rift Europeo una enorme estructura distensiva que se extiende desde el Norte de Europa (Escandinavia) al Norte de África (Cordillera del Atlas) y Canarias. Esta gran estructura esta tectónicamente activa y a lo largo de ella se sitúan los eventos volcánicos mas recientes y una gran actividad sísmica.


En la figura de la derecha se puede ver el esquema realizado por Antonio del Ramo Jimenez de esta estructura de escala continental esta jalonada por afloramientos volcánicos de los que el de Cofrentes forma parte.

Figura nº 5: Esquema tectónico MAGNA
En la siguiente figura se puede ver el esquema tectónico de la Hoja de Jalance (IGME) con la situación del volcán junto en el cruce de dos estructuras de distensión: el Rift Ayora-Cofrentes y la Fosa del Júcar en una zona donde la corteza continental es la mitad de gruesa (15 kilómetros de espesor) que en el interior de la Península Ibérica donde llega a los 30 kilómetros de espesor y los magmas situados en el limite entre el Manto y la Corteza terrestre se encuentran relativamente próximos a la superficie. En los basaltos del Volcán del Cerro de Agras son muy frecuentes los cristales de olivino un mineral que se forma en la parte mas profunda de la Corteza o tal vez en la parte superior del Manto.




En la siguiente imagen se puede ver un perfil geológico de dirección SSE-ENE del Valle de Ayora – Cofrentes. Se trata de un perfil geológico muy completo  con el Edificio Volcánico de Cofrentes y las principales estructuras tectónicas:

Figura nº 6: Corte geologico del Valle de Ayora-Cofrentes.

La edad radiométrica de las rocas volcánicas es de 2,6 a 1 millón de años es decir el periodo comprendido entre el final del Terciario (Plioceno) y el inicio de la Era Cuaternaria  (Plioceno). En la siguiente fotografía se puede ver como un aglomerado de escorias volcánicas se sitúa sobre depósitos sedimentarios de terrazas fluviales cuaternarias del Rio Cabriel como consecuencia de una emisión volcánica contemporánea al deposito de esta terraza:

Figura nº 7: Depósitos volcánicos sobre una terraza del Río Cabriel (Cerro de Agras; Cofrentes).
A un kilometro y medio del Cerro de Agras hay un afamado manantial de aguas termales: Los Hervideros. Aunque el agua no sale caliente se le conoce por eso nombre debido a que la presencia de CO2 hace ebullir el agua como si estuviera hirviendo. Esta manifestación termal es indicadora de que en las profundidades de Cofrentes aun queda algo de actividad en la cámara magmática cuya actividad volcánica principal ceso hace un millón de años. 

El Edificio Volcánico de Cofrentes atraviesa formaciones evaporíticas triásicas concretamente la Formación Arcillas yesíferas de Quesa (K4) del Keuper. En la siguiente figura se puede ver el mapa geológico de la zona según la cartografía geológica digital del IGME:
Figura nº 8: Mapa Geológico (Fuente: IGME)
DESCRIPCION DEL VOLCAN:

El Edificio Volcánico de Cofrentes esta compuesto por el cráter propiamente dicho y dos pitones volcánicos: el Pico del Fraile y el Castillo de CofrentesEn la siguiente figura (Terrasit) se puede ver el mapa geográfico con la situación de los principales elementos volcánicos: cráter y pitones volcánicos.

Figura nº 9: Mapa topográfico con la situación de los elementos volcánicos (Fuente: Terrasit)
Acceder al Volcán del Cerro de Agras es muy fácil, el acceso esta bien indicado (aunque el tradicional “civismo” de la gente hace que muchos carteles y señales hayan sido destruidos) y se puede ir en coche o andando por una “Ruta volcánica” que parte del paraje de El Collado de Agras y lleva a las canteras que hay en lo alto del Cerro. El Cerro de Agras se localiza al Norte del casco urbano de Cofrentes al otro lado del Rio Cabriel, geomorfológicamente es una montaña de 522 metros de altura con la cima alargada en dirección NW-SE.  

El cráter mide 500 metros de largo por 360 metros de ancho cubriendo una superficie de 150.000 m2 y hasta fechas recientes fue utilizado como una explotación de áridos que posteriormente fue acondicionada para su uso turístico por el Ayuntamiento. En la siguiente imagen se puede ver una ortofoto con proyección 3D del Cerro de Agras con las principales carreteras y caminos. Al fondo Cofrentes.

Figura nº 10: Ortofoto del Cerro de Agras (Fuente: Google Earth)
El Volcán de Cofrentes es un típico estratovolcán, es decir un volcán formado por sucesivos episodios de emisiones de coladas de lava y emisiones explosivas piroclásticas (volcanismo del tipo stromboliano) que se sitúan unas encima de las otras dando forma a un edificio volcánico con su típica forma cónica, aunque en este caso las canteras de la antigua explotación de áridos han destruido la forma original, pero a cambio han dejado buenos cortes estratigráficos.

En la siguiente imagen se puede ver el esquema del volcán en uno de los paneles informativos de la ruta volcánica, panel muy extraño en una Comunidad que no reconoce la existencia de una ciencia llamada Geología. 

Figura nº 11: Panel explicativo del Volcan de Agras (Ayuntamiento de Cofrentes)
Como ya se ha dicho el volcán presenta una forma asimétrica alargado según una dirección NW-SE siguiendo una alineación de la que forman parte los otros dos afloramientos volcánicos: el Pico del Fraile y el Castillo de Cofrentes (ver mapa de la Figura nº 9).

El edificio volcánico de Cofrentes esta formado por acumulaciones de depósitos piroclásticos con intercalaciones de coladas basálticas. Los piroclastos formados por fragmentos lávicos expulsados violentamente, presentann tamaños que van desde las cenizas a las bombas volcánicas, pasando por el lapilli. Las coladas aparecen intercaladas entre los depósitos piroclásticos y pueden presentarse como coladas escoriaceas o niveles de basaltos grises muy duros. 

En la siguiente fotografía se puede ver una pequeña colada de basalto gris dentro de un nivel de color mas rojizo que recuerda a las coladas de escorias del Volcán Teneguía:

Figura nº 12: Colada de basaltos grises sobre depósitos escoriaceos rojizos (Cantera del Cerro de Agras)
En la siguiente fotografía se puede ver la cantera superior con una colada de basaltos reposando sobre un nivel piroclástico. La gran piedra redonda en primer plano se dice que es una bomba volcánica, pero solo es una piedra sacada de la cantera.

Figura nº 13: Cantera del Cerro de Agras (con la gran bomba volcánica)
Figura nº 14: Bomba volcánica (Columbretes)
En la fotografía de la derecha se puede ver una bomba volcánica de verdad en este caso de otro volcán valenciano: Islas Columbretes.

El IGME en la Hoja de Jalance del Mapa Geológico del MAGNA describe rocas basálticas grisáceas con estructura vacuolar y abundantes cristales de olivino. Corresponderían a rocas holo e hipocristalinas porfídicas vítreas con fenocristales de  olivino y piroxenos siendo el primero el mas abundante.  En la siguiente fotografía se puede ver un bloque de basalto grisáceo con gran cantidad de vacuolas localizado en lo alto del Cerro.

Figura nº 15: Basalto con vacuolas (Cerro de Agras)
En las distintas canteras que hay en el Cerro se pueden ver estos niveles de rocas basálticas muy duras que presentan indicios de una típica disyunción esférica:

Figura nº 16: Basalto con disyunción esférica (Cerro de Agras).
En el camino de acceso a la cumbre son visibles depósitos de cenizas, lapillis y otros elementos piroclásticos pudiendo apreciarse la inclinación debida a su deposición en la pronunciada pendiente de una ladera volcánica:

Figura nº 17: Depósitos piroclásticos (Cerro de Agras)
Son muy abundantes los fragmentos de lavas volcánicas cordadas, bien en niveles de coladas de escorias o bien como depósitos piroclásticos:

Figura nº 18: Fragmentos de lavas y escorias (Cerro de Agras)
Figura nº 19: Fractura abierta (Cerro de Agras)
Las coladas basálticas más duras se presentan afectadas por fracturas verticales abiertas con planos de falla estriados y depósitos de arenas con clastos angulosos rellenando el hueco entre los planos de falla tal como se puede ver en la fotografía de la derecha:

PITONES VOLCANICOS:

A 600 metros de distancia de la Cantera del Cerro de Agras se localiza el Corral del Fraile donde afloran rocas volcánicas dispuestas linealmente en dirección NNW – SSE. Constituyen un centro emisor secundario del volcán y están formadas por un aglomerado volcánico con grandes fragmentos de basaltos con algunas dolomías amarillentas. 

El aglomerado esta situado sobre una colada de basaltos, tal como se puede ver en la siguiente fotografía:

Figura nº 20: Piton volcánico del Fraile (Corral del Fraile; Cofrentes)
Figura nº 21: Aglomerado volcánico del Fraile.
El Pitón del Fraile esta intruido en dolomías amarillentas triásicas y algunos fragmentos de estas dolomías forman parte del aglomerado volcánico. En la siguiente fotografía se pueden ver algunos fragmentos de dolomías amarillentas dentro de la masa gris basáltica:

A 1.000 metros al SE del Cerro de Agras se localiza el Castillo de Cofrentes situado sobre un promontorio que domina el Valle del Río Cabriel. En la literatura científica se describe que el Castillo de Cofrentes se asienta sobre rocas procedentes a una o varias oleadas piroclásticas, es decir masas ardientes de rocas y gases que se desprenden del volcán y ruedan ladera abajo a gran velocidad.  El IGME describe rocas con textura aglomerática de matriz vítrea con numerosos cristales gruesos y angulosos de cuarzo y algunos de feldespato.

En la siguiente figura se puede ver el Castillo de Cofrentes con el Río Cabriel a sus pies:


Figura nº 22: El Castillo de Cofrentes sobre depósitos de aglomerados subvolcánicos.
Se menciona la existencia de algunos cristales de olivino y piroxeno. Junto a la fase cristalina aparecen óxidos de hierro, fragmentos de carbonatos y basaltos. Debido a estas características texturales y a la presencia de lapilli y tufas en la parte basal del afloramiento, atribuyen este conjunto litológico a un episodio explosivo .

Solo he podido acceder a la parte alta del Castillo donde aparecen conglomerados poligénicos con una estratificación horizontal grosera, compuestos por clastos redondeados de origen fluvial y clastos angulosos de origen volcánico en una matriz arenoarcillosa amarillenta:

Figura nº 23: Detalle del aglomerado del Castillo de Cofrentes.
No creo que se trate de depósitos de aglomerados volcánicos, más bien de una mezcla de sedimentos aluviales y volcánicos. En la parte mas baja del Castillo si que se observan depósitos volcánicos del mismo tipo que los del Pitón del Pico del Fraile que corresponderían a los aglomerados volcánicos y posiblemente a alguna colada basáltica.

MINERALOGIA: LA IDDINGSITA.

Los basaltos de Cofrentes presentan una textura afanítica en la que resulta imposible diferenciar su composición mineral a simple vista, sin embargo si que son relativamente frecuentes los grandes cristales de olivino con su característico color verde.

Ya he mencionado que también son frecuentes las grandes vacuolas que se presentan muy alteradas por lo que es imposible ver de que estaban compuestas, sin embargo en los basaltos del Volcán de Picassent  también están presentes estas vacuolas y están rellenas de cristales rómbicos como los de la fotografía de la derecha, posiblemente calcita y/o dolomita:

En los basaltos del Cerro de Agras los que si son muy abundantes son los fenocristales de iddingsita (A. Cowper 1893) un agregado policristalino compuesto por esmectitas, clorita y goetita/hematites procedente de la alteración del olivino. La iddingsita es de color pardo rojizo y/o marrón rojizo. Su formula es MgO Fe2O3 3SiO2  4H2O. Tiene una densidad media de 2,65 y una dureza de 3 en la escala de Mohs. Cristaliza en el sistema ortorrómbico. Normalmente se presenta como cristales ideomorfos.

En el Cerro de Agras la iddingsita se presenta como cristales rectangulares algunos de 2 centímetros de largo por 1,5 de ancho, de color marrón rojizo que resaltan en el gris del basalto, tal como se puede ver en la siguiente fotografía:

Figura nº 25: Fenocristal de iddingsita en un basalto del Cerro de Agras.
Estos cristales presentan restos de color verde (claro y oscuro) del mineral original: olivino, tal como se puede ver en la siguiente fotografía realizada con una lupa de 10 aumentos:

Figura nº 26: Microfotografia con lupa de 10 aumnetos de un fenocristal de iddingsita (Cerro de Agras)
Como colofón a este articulo mencionare que dos nuevos “volcanes” muy recientes están emitiendo grandes cantidades de vapores a la atmosfera de Cofrentes tal como se puede ver en la siguiente fotografía tomada desde el Cerro de Agras:

Figura nº 27: Cofrentes, su castillo y su Central desde el Cerro de Agras.


3 comentarios:

  1. Bruno J. Ballesteros12 de septiembre de 2017, 0:57

    Otro interesante artículo. Me ha gustado mucho. Enhorabuena

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  2. Hola José María, yo también había reparado en estas inclusiones rojizas en Cofrentes, pero no las había identificado como Iddingsita. Muy bueno.

    Saludos

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    1. La verdad es que abunda la iddingsita. Yo no la había visto ni en el Cabo de Gata, ni en Canarias. Consulte y me sirvió de mucho tu articulo sobre el volcán.

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