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 principales afloramientos jurásicos se localizan en la zona
comprendida entre las localidades de Avilés y Ribadesella, zona que se señaliza en el siguiente mapa:
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| Figura nº 1: Mapa de situación de los principales 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
la magnifica exposición de los mismos que hay en los mas de 50 kilómetros de acantilados de
la costa comprendida entre Gijón y Ribadesella y ya conocida como la Costa de los dinosaurios por la cantidad de fósiles de estos animales que van apareciendo (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):
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| 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 Paleozoico (Ordovícico, Devónico o Carbonífero) plegado durante la Orogenia Varisca. El conjunto formado por el Permotriás y el Jurásico constituyen una cobertera subtabular, libre de la intensa deformación que afecta al basamento salvo en zonas próximas a accidentes tectónicos (fallas) donde se produjeron reactivaciones tardías.
Presenta una suave deformación caracterizada por pliegues muy laxos como el anticlinal que ilustra el titulo de este articulo y forma el Islote de Los Caracoles en el Cabo de San Lorenzo (Gijón) o como las flexuras de
la siguiente fotografía que afectan a las ritmitas de la Formación Rodiles en Peñarrubia:
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| Figura nº 3: Flexuras en la ritmita de Peñarrubia (Gijón) |
Las principales fracturas que afectan a la disposición del Jurásico en Asturias son de dos tipos: las grandes fracturas que limitan su extensión 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.
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| Figura nº 4: Esquema de las principales fracturas que afectan a la Cuenca Mesozoica Asturiana. |
A escala de afloramiento se pueden apreciar 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:
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| Figura nº 5: Plano de falla afectando a depósitos del Jurásico Superior (Playa de Vega). |
La Cuenca Mesozoica Asturiana se extiende hacia el Norte a través de una plataforma continental en la que se han localizado, mediante sondeos de investigación petrolífera depósitos sedimentarios que abarcan desde el Permotrías al Mioceno Inferior incluyendo Jurásico, Cretácico y Paleoceno-Oligoceno. La cuenca adopta un disposición asimétrica con los mayores espesores próximos a la costa y adelgazándose hacia el Norte donde el zócalo paleozoico esta muy próximo a la superficie (Banco de Danois). En la siguiente figura se puede ver un esbozo de la cartografía geológica de la Plataforma Asturiana.
ESTRATIGRAFIA
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| Figura nº 5b: Cartografía geológica de la Cuenca Continental Asturiana con la situación de los sondeos de investigación petrolífera realizados (in Gutiérrez Claverol& Gallastegui, 2002). |
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.
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 gráfico se puede ver la situación del Jurásico en la
escala cronológica:
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| Figura nº 6: 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.
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| Figura nº 7: Paleogeografía 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 la 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.
La combinación de los estudios de los valores de los isótopos estables del oxigeno y de las concentraciones de Mg/Ca y de Sr/Ca en los carbonatos de los restos fósiles son un reflejo de la composición y temperatura del agua del medio marino en el que precipitaron. Rosales et al (2003) determinaron estos parámetros en 180 muestras de calcita procedente de los rostros de belemnites del intervalo Pliensbachiense-Toarciense de la Cuenca Cantábrica. Los fósiles fueron recogidos en la secuencia rítmica jurásica en un intervalo temporal de 9,3 M.a. calibrado mediante ammonites.
Como regla general se aplica que las variaciones en la proporción Mg/Ca dependen de la temperatura (a mayor proporción de Mg/Ca mayor temperatura) mientras que las variaciones en la proporción Sr/Ca dependen de la salinidad (a mayor proporción de Sr/Ca mayor salinidad). Para los isótopos estables del oxigeno se considera que presentan valores mas altos en periodos de aguas más frías y mas bajos en periodos de aguas mas cálidas.
Se ha considerado que las muestras utilizadas para el estudio paleoclimático no han sido afectadas por procesos que pudieran afectar a su fiabilidad (diagénesis, hidrotermalismo, etc...). Aplicando la ecuación de Anderson y Arthur el rango de temperaturas del agua marina en la Cuenca Cantábrica durante el Pliensbachiense-Toarciense inferior varia entre los 9 y los 26ºC comparable con el que hay hoy en día en latitudes subtropicales (10-25ºC).
Las variaciones de las paleotemperaturas en este intervalo de tiempo se pueden ver en la siguiente figura:
Según este gráfico las temperatura del agua del mar eran relativamente cálidas durante el Carixiense (Tª media de 17-18ºC) sufrieron un enfriamiento durante el Domeriense (14ºC) y un calentamiento a principios del Toarciense Inferior (21ºC). El rápido cambio de temperaturas del agua marina durante el Pliensbachiense se relaciona con la apertura de la comunicación entre los Océanos Boreal y Tethys y con cambios climáticos regionales que influyeron en las faunas de ammonites que pasan de ser de dominio boreal durante el Carixiense al dominio del Tethys durante el Domeriense.
La combinación de los estudios de los valores de los isótopos estables del oxigeno y de las concentraciones de Mg/Ca y de Sr/Ca en los carbonatos de los restos fósiles son un reflejo de la composición y temperatura del agua del medio marino en el que precipitaron. Rosales et al (2003) determinaron estos parámetros en 180 muestras de calcita procedente de los rostros de belemnites del intervalo Pliensbachiense-Toarciense de la Cuenca Cantábrica. Los fósiles fueron recogidos en la secuencia rítmica jurásica en un intervalo temporal de 9,3 M.a. calibrado mediante ammonites.
Como regla general se aplica que las variaciones en la proporción Mg/Ca dependen de la temperatura (a mayor proporción de Mg/Ca mayor temperatura) mientras que las variaciones en la proporción Sr/Ca dependen de la salinidad (a mayor proporción de Sr/Ca mayor salinidad). Para los isótopos estables del oxigeno se considera que presentan valores mas altos en periodos de aguas más frías y mas bajos en periodos de aguas mas cálidas.
Se ha considerado que las muestras utilizadas para el estudio paleoclimático no han sido afectadas por procesos que pudieran afectar a su fiabilidad (diagénesis, hidrotermalismo, etc...). Aplicando la ecuación de Anderson y Arthur el rango de temperaturas del agua marina en la Cuenca Cantábrica durante el Pliensbachiense-Toarciense inferior varia entre los 9 y los 26ºC comparable con el que hay hoy en día en latitudes subtropicales (10-25ºC).
Las variaciones de las paleotemperaturas en este intervalo de tiempo se pueden ver en la siguiente figura:
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| Figura nº 7c: Evolución de las paleotemperaturas en la Cuenca Cantábrica durante el Jurásico Inferior (Tomado de I. Rosales et al 2003) |
Según este gráfico las temperatura del agua del mar eran relativamente cálidas durante el Carixiense (Tª media de 17-18ºC) sufrieron un enfriamiento durante el Domeriense (14ºC) y un calentamiento a principios del Toarciense Inferior (21ºC). El rápido cambio de temperaturas del agua marina durante el Pliensbachiense se relaciona con la apertura de la comunicación entre los Océanos Boreal y Tethys y con cambios climáticos regionales que influyeron en las faunas de ammonites que pasan de ser de dominio boreal durante el Carixiense al dominio del Tethys durante el Domeriense.
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 orogénica 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:
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| Figura nº 8: Columna litoestratigráfica del Jurásico de Asturias |
DESCRIPCION
ESTRATIGRAFICA DETALLADA:
El
Jurásico en Asturias se divide en 6 formaciones que de muro a techo son:
FORMACIÓN
GIJÓN (RHETIENSE-SINEMURIENSE INFERIOR):
Se sitúa
sobre las facies Keuper de la Formación Fuentes mediante un contacto
transicional constituido por 30-40 metros de calizas tableadas y arcillas
rojas (Tramo de transición definido por Suarez Vega). La Formación Gijón marca el
inicio de la transgresión jurásica desarrollándose sobre las plataformas
costeras evaporíticas del Triásico una costa fangosa y carbonatada ricas en
sales en un medio de sedimentación de sublitoral somero a sublitoral s.s. en el que
se desarrollaron llanuras carbonatadas y evaporíticas (sabkha).
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| Figura nº 9: 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:
Se trata
de una secuencia azoica en la que los únicos fósiles presentes son lumaquelas y
moldes de gasterópodos y lamelibranquios. Son característicos los
estromatolitos que dan a las dolomías un aspecto laminado aspecto que también
puede ser debido a un mayor o menor contenido en arcillas y pellets.
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| Figura nº 10: Estromatolitos a techo de la Formación (Playa de Peñarrubia; Sector occidental). |
En la
siguiente fotografía se pueden ver las calizas dolomíticas y/o dolomías bien
estratificadas de este Miembro en la Playa del Cervigón:
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| Figura nº 10: Dolomías tableadas de la Formación Gijón. |
A 40
metros del muro de este miembro se encontró el único fósil que ha permitido una
datación de estos terrenos, un ejemplar de Psiloceras
(Caloceras) pirondi (REYNES) de la parte superior del Hettangiense Inferior
(Zona Planorbis).
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| Figura nº 11: Colapsobrechas (M. Favares) |
Su
espesor varia desde los 15 metros al Oeste a 90 metros al Este.
El
Miembro Superior esta formado por una alternancia de
calizas de color gris oscuro fétidas, calizas oolíticas (Calizas Oolíticas de Deva) y calizas estromatolíticas. Este Miembro
pasa a la formación suprayacente mediante calizas nodulosas bioclásticas,
niveles de brechas y calizas detríticas con cuarzo. Las calizas están
estratificadas en bancos gruesos y con frecuentes vetas de calcita. Este
miembro presenta con algo más de fauna marina fósil (crinoideos, braquiópodos,
lamelibranquios y gasteropodos) que los dos anteriores.
La
potencia del miembro varia de 50 metros al Oeste a 100 metros al Este.
En la siguiente fotografía se puede ver el aspecto de esta Formación en el perfil del Cerro de Santa Catalina (Gijón):
En la siguiente fotografía se puede ver el aspecto de esta Formación en el perfil del Cerro de Santa Catalina (Gijón):
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| Figura nº 12: El Miembro Solís de la Formación Gijón en el acantilado del Cerro de Santa Catalina (Gijón). Las arcillas de la parte alta del acantilado se consideran pertenecientes al Miembro Favares. |
FORMACION
RODILES (SINEMURIENSE SUPERIOR (LOTHARINGIENSE)-BAJOCIENSE INFERIOR):
El
contacto con la formación infrayacente es un contacto gradual al que le sigue
una sucesión muy monótona 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 rítmica de
calizas y margas también fosilíferas.
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 centimetros. En la siguiente fotografía se puede ver este Miembro en la Playa de Rodiles:
La
aparición de la ritmita va acompañada de un aumento en la cantidad de fósiles
lo que permite realizar dataciones bioestratigráficas. En la foto de la derecha
de puede ver niveles de concentración de braquiópodos (rhyinchonellas) que
aparecen como pequeñas geodas rellenas de cristales de calcita blancos.
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| Figura nº 13: Aspecto del Miembro Buerres en la Playa de Rodiles. Estratos calcáreos nodulosos y margas grises con algunos nivel amarillento. |
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
cefalópodos y braquiópodos).
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| Figura nº 14: Nivel guía de rizocoralium que aparecen a lo largo de toda la costa jurásica entre Gijón y Ribadesella. |
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 fotografía se puede ver el aspecto típico de estas facies, en este
caso con una gran concentración de
rostros de belemnites en un interestrato margoso:
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| Figura nº 14b: Concentración de belemnites en un estrato margoso (Formación Rodiles; Playa de Vega) |
En este
miembro se encuentra abundante fauna de cefalópodos (ammonites y belemnites) y
braquiópodos (terebratulas y rhynchonellas) mas abundante según ascendemos en
la serie, así el Pliensbachiense y Toarciense es más fosilífero que el
Sinemuriense y así hasta la crisis biológica del Aalenense. Los fósiles mas
abundante son los braquiópodos, sobre todo las rhynchonellas que pueden contener
petróleo en su interior tal como se puede aprecciar en la siguiente fotografía:
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| Figura nº 14 c: Molde de un braquiópodo con formación de una pequeña geoda de calceta que posteriormente se relleno de petróleo (bitumen negro) que también aparece como una aureola alrededor del fósil. |
En la
siguiente fotografía se pueden ver unos ejemplares de ammonites (moldes y
contramoldes) típicos de esta formación:
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| Figura nº 15: 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) formándose una clara disconformidad. En la Playa
de Serín el último estrato de la ritmita presenta huellas de retracción (mud
cracks) lo que indicaría la emersión del fondo marino.
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| Figura nº 16: Valva derecha de un Pectinido en el techo de la Formación Rodiles (Playa de Vega). |
En la Playa de Rodiles (Villaviciosa) y en la de Vega (Berbes; Caravia) se observan muy claramente los dos miembros de esta Formación, el primero constituido por unas calizas nodulosas y margas con escasos fósiles y el segundo por una ritmita de calizas y margas grises en estratos plano paralelos con abundantes fósiles de belemnites, lamelibranquios (grandes pectínidos) como el ejemplar de la fotografía de la derecha y braquiópodos (terebratulas y rinchonellas) y niveles de margas negras con abundante materia orgánica (black shales).
Es de notar que la Formación se organiza de una manera cíclica en pares caliza- marga según los ciclos de Milankovich tal como se puede ver en la siguiente fotografía:
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| Figura 16 b: Ciclos de precesión de Milankovich en la ritmita del Miembro Santa Mera de La Formación Rodiles en la Playa de Rodiles (Villaviciosa) |
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 braquiópodos y algunas gravas cuarcíticas. Sobre este conglomerado
se sitúan 3,5 metros de arcillas y margas algo arenosas de color rojizo, gris y
pardo con algún 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 área fuente mas alejada y que a
continuación llegarían 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:
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| Figura nº 17: 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
consecuencia 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:
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| Figura nº 18: Contacto entre la Formación Rodiles y la Formación La Ñora (Playa de Serín) |
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| Figura nº 19: Contacto Serín- Estaño. |
En los alrededores de Gijón este Miembro esta formado por arcillas rojas, anaranjadas y amarillentas con huellas de bioturbación por raíces y alteración por exposición subáerea, con intercalaciones de algunos niveles de areniscas tal como se puede apreciar en las fotografías de loas figuras 13 y 19.
En la fotografía de la derecha se puede ver el contacto entre este Miembro y el inmediatamente superior. Se trata de un contacto netamente erosivo y canalizado.
El Miembro Estaño: se coloca directamente encima del miembro anterior y de una forma claramente erosiva (ver fotografía de la figura nº 20). Esta formado por gruesos estratos de ortoconglomerados silíceos (pudingas) como los que se pueden ver
en la siguiente fotografía.
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| Figura nº 20: Conglomerados silíceos en gruesos bancos (Miembro Estaño de la Formación La Ñora) |
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| Figura nº 21: 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 mal 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:
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| Figura nº 22: 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 (Terapodo?):
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| Figura nº 23: Bioturbación por thalassinoides e incita de dinosaurio terópodo (?). |
La vegetación dominante en esta Formación son las gimnospermas anemófilas (Spheripollenites, Araucariacites, etc..) y las criptogramas vasculares (Cyathidites, Converrucosisporites, etc... ). Esta vegetación creció, durante el Kimmeridgiense (Cicatricosisporites), en tierra firme (Botryococcus) pero próxima al mar (Araucariaceae) formando un bosque de gimnospermas con un sotobosque de helechos y lycopodios en un clima subtropical cálido y seco, con la posible existencia de lagunas o marismas costeras (Barrón et al 2008).
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. En la siguiente fotografía se puede ver una lumaquela con una gran concentración de bivalvos fragmentados del tipo de la almeja y de gasterópodos del tipo turritela:
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| Figura nº 24 Lumaquela de lamelibranquios y gasterópodos (turritela) |
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:
Un Miembro Inferior: con un espesor aproximado de 20 metros esta formado por margas limo arenosas grises oscuras y calizas margosas con niveles de areniscas con estratificación cruzada que representan canales fluviales meandriformes que desembocan en una llanura costera.
En la Playa de Lastres se observan unos niveles de limoliitas arcillosas rojizas con areniscas del mismo color que presentan a techo margas rojas con bioturbación por raíces.
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| Figura nº 25: Nivel de areniscas, limolitas y margas rojas con bioturbacion por raíces. |
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| Figura nº 26: Tramo de areniscas con estratificación cruzada |
En la fotografía de la izquierda tomada en la Playa de Lastres se puede ver uno de estos canales fluviales de espesor métrico con su channel lag erosivo y sus estratificaciones cruzadas.
Estas areniscas pasan a niveles con margas grises y a limolitas y areniscas rojas con lutitas afectadas por una bioturbacion por raíces (ver fotografió de la la figura 24).
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. En este miembro son frecuentes las icnitas de dinosaurios.
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| Figura nº 27: Niveles de lumaquelas de bivalvos (Acantilado de la playa de Lastres) |
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.
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| Figura nº 28: Margas grises oscuras con niveles de lumaquelas de bivalvos (Acantilado de Lastres). |
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.
En la Playa de Vega (en el Cabo Ojo de Mar) la Formación Tereñes (en la guía de campo del V Congreso del Jurásico de España se la considera Formación Vega) se apoya directamente sobre la Formación Rodiles mediante una superficie neta con indicios de paleokarstificación, tal como se puede ver en la siguiente figura:
En la Playa de Vega la Formación Tereñes se caracteriza por presentar un conglomerado silicio de cantos de cuarcita redondeados y subesfericos (pudinga) basal sobre el que se sitúan areniscas microconglomeráticas con laminaciones cruzadas, capas de carbón de escaso espesor y poca continuidad lateral (azabache) y huellas de dinosaurio de pequeño tamaño de los tipos tetrápodos (parte superior de la fotografía de la derecha) y ornitopodos (parte inferior de la figura de la derecha). Aparecen alguna niveles de margas negras con abundante materia orgánica.
Hacia el techo de la formación aparecen tramos de margas rojizas con indicios de enraizamientos con niveles de areniscas con estratificaciones cruzadas y algunas capas de conglomerados con poco espesor y escasa continuidad lateral.
Hay un acusado cambio de facies respecto a esta misma formación en Tazones.
En la Playa de Vega (en el Cabo Ojo de Mar) la Formación Tereñes (en la guía de campo del V Congreso del Jurásico de España se la considera Formación Vega) se apoya directamente sobre la Formación Rodiles mediante una superficie neta con indicios de paleokarstificación, tal como se puede ver en la siguiente figura:
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| Figura nº 29: Contacto entre las Formaciones Rodiles y Tereñes en El Ojo de Mar (Playa de Vega (Berbes). Se puede observar un cambio litológico acusado de rítmica margocaliza a areniscas y conglomerados (pudingas). El contacto es neto mediante una superficie con indicios de paleokárstificación. |
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| Figura nº 30: Icnitas de dinosaurio a muro de la Formación. |
Hacia el techo de la formación aparecen tramos de margas rojizas con indicios de enraizamientos con niveles de areniscas con estratificaciones cruzadas y algunas capas de conglomerados con poco espesor y escasa continuidad lateral.
Hay un acusado cambio de facies respecto a esta misma formación en Tazones.
LA FORMACION LASTRES:
Se la ha datado, mediante 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
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| Figura nº 31: ripples de interferencia en areniscas. |
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 (a la que cambia lateralmente) 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 de coníferas: Brachyphyllum,
Protocupressinoxylon y Agathoxylon que vivieron en un clima cálido y
relativamente seco sin grandes variaciones estacionales y uno de cuyos ejemplares se puede ver en la siguiente fotografía:
A partir de troncos de la pinacea Agathoxylon asturiensis se formaron los famosos yacimientos de azabache de Asturias. El clima durante este periodo geológico era cálido y seco lo que favoreció el crecimiento de una madera muy compacta que ademas sufrió un enterramiento rápido en una marisma con lodos con mucho componente orgánico lo que favoreció la formación de un lignito de una calidad única en el mundo: el azabache de Asturias.
En los acantilados de Oles (Punta del Olivo) hemos encontrado una flora de pequeño tamaño (ver fotografía de la siguiente figura) que se presentan como pinnas compuestas de foliolos alternos con un solo nervio y conos con sus estambres bien individualizados. Se trata de fósiles de coníferas, el taxón más importante de las gimmospermas en el que se incluyen los pinos, abetos, enebros, cipreses, cedros, secoyas y araucarias. Hay al menos dos tipos de hojas compuestas unas que se podrían incluir dentro del genero Elatocladus (Halle 1913) y otras que podrían pertenecer al genero Cupressinocladus. Algunos compañeros que han visualizado las fotos piensan que podrían ser Preridofitas (helechos) lo que nos trasladaría a un bosque formado por al menos helechos y coníferas.
Junto a esta flora de pequeño tamaño también se encuentran grandes troncos muchos de ellos carbonizados en la variedad azabache, que esta considerado el mejor del mundo por su lustre y brillo en la siguiente fotografía se pueden ver varios fragmentos del mismo tronco:
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.
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| Figura nº 32: Tronco de un árbol de gran tamaño con su corteza carbonizada (Fotografía de A. Velázquez), |
A partir de troncos de la pinacea Agathoxylon asturiensis se formaron los famosos yacimientos de azabache de Asturias. El clima durante este periodo geológico era cálido y seco lo que favoreció el crecimiento de una madera muy compacta que ademas sufrió un enterramiento rápido en una marisma con lodos con mucho componente orgánico lo que favoreció la formación de un lignito de una calidad única en el mundo: el azabache de Asturias.
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| Figura 32 b: Paisaje idealizado del Jurásico con su flora característica (pinos, helechos y palmeras) en un clima semitropical conformación de marismas. |
En los acantilados de Oles (Punta del Olivo) hemos encontrado una flora de pequeño tamaño (ver fotografía de la siguiente figura) que se presentan como pinnas compuestas de foliolos alternos con un solo nervio y conos con sus estambres bien individualizados. Se trata de fósiles de coníferas, el taxón más importante de las gimmospermas en el que se incluyen los pinos, abetos, enebros, cipreses, cedros, secoyas y araucarias. Hay al menos dos tipos de hojas compuestas unas que se podrían incluir dentro del genero Elatocladus (Halle 1913) y otras que podrían pertenecer al genero Cupressinocladus. Algunos compañeros que han visualizado las fotos piensan que podrían ser Preridofitas (helechos) lo que nos trasladaría a un bosque formado por al menos helechos y coníferas.
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| Figura nº 33: Conjunto de flora fósil (hojas y conos) de coníferas (Brachyphyllum?) (Acantilados de Oles; Villaviciosa). |
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| Figura nº 34: Detalle de la fotografía anterior en la que se puede apreciar un cono y una hoja compuesta (pinna) de foliolos imbricados. |
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| Figura nº 35: Fragmentos del mismo espécimen de tronco (Acantilados de Oles; Villaviciosa). |
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| Figura nº 36 : bioturbación (thalassinoides) conservada en oxido de hierro. |
En la siguiente imagen se puede ver un rastro de un dinosaurio
saurópodo en el techo de un estrato de areniscas:
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| Figura nº 37: Icnitas de dinosaurio saurópodo 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 García Ramos et al. 2006):
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| Figura nº 38: correlación de las columnas litoestratigráficas de los sectores Gijón y Ribadesella del Jurásico de la Cuenca Jurásica Asturiana. |
FÓSILES CARACTERÍSTICOS DEL JURÁSICO DE ASTURIAS:
En el corte de las playas de acantilados de la costa cantábrica
entre Gijón y Ribadesella es posible encontrar numerosos fósiles de distintos
tipos de flora y fauna.
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| Figura nº 39 :Aspecto de un bosque mesozoico con su 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 marinos que aparecen en el Jurásico Inferior de Asturias:
Como ya se ha mencionado en el Jurásico Superior abundan las huellas de pisadas (icnitas) de dinosaurio las que en la siguiente imagen (tomada de Folclore de los fósiles ibéricos) se pueden ver su morfología y el tipo de dinosaurio que las produjo:
La gran labor de investigación que se esta desarrollando en la zona por organismos y entidades (Universidad, MUJA, etc...) esta propiciando el descubrimiento de fósiles de otros organismos hasta ahora desconocidos en el Jurásico de Asturias como los peces y las tortugas.
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| Figura nº 42: Fósil de un pez en areniscas del Jurásico Superior de Asturias (Fotografía de A. Velázquez). |
