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 principales afloramientos jurásicos se localizan en la zona comprendida entre las localidades de Avilés y Ribadesella, zona que se señaliza en el siguiente mapa:

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):

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:    

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.

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:

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.
   

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.

 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 gráfico se puede ver la situación del Jurásico en la escala cronológica:

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.

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:

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:

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).

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:

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 característica 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 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.

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:

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).

Figura nº 11: Colapsobrechas (M. Favares)

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 dolomías. En la fotografía de la figura de la derecha se puede apreciar el aspecto de este nivel en el Cerro de Santa Catalina (Gijón) se aprecia muy bien el aspecto caótico del nivel formado por cantos y bloques angulosos de calizas y dolomías en una matriz de arcillas oscuras. 

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):

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:

Figura nº 13: Aspecto del Miembro Buerres en la Playa de Rodiles. Estratos calcáreos nodulosos y margas grises con algunos nivel amarillento. 

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.

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).

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:

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:

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:

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.

Figura nº 16: Valva derecha de un Pectinido en el techo de la
Formación Rodiles (Playa de Vega).

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 plataforma marina abierta (Miembro Santa Mera).

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:

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) 

El contacto con la formación superior es muy neto con una marcada interrupción en la sedimentación. En Gijón (Peñarrubia y Serín) aparece un nivel de arcillas grises con estratos de calizas y de areniscas, muy alterado y tapado (ver figura nº 18) que en Tazones  es menos potente y a muro presenta un nivel de arcillas blancas. En la Playa de Vega (Caravia) el contacto es un paleokarst y un pequeño nivel (1-2 m) de conglomerados silíceos (pudingas) como se puede ver en la fotografía de la figura nº 29.

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:

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:

Figura nº 18: Contacto entre la Formación Rodiles y la Formación La Ñora (Playa de Serín)

Figura nº 19: Contacto Serín- Estaño.

El Miembro Serín: presenta un espesor reducido (5-15 metros) y muy variable pudiendo llegar a 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. 

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. 

Figura nº 20: Conglomerados silíceos en gruesos bancos (Miembro Estaño de la Formación La Ñora)

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:

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?):

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:

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. 

Figura nº 25: Nivel de areniscas, limolitas y margas rojas con bioturbacion por raíces.

Figura nº 26: Tramo de areniscas con estratificación cruzada

Sobre estos niveles rojizos bioturbados se forma una capa de carbón (arcillas grises con lignito y azufre) sobre la que se deposita erosivamente un nivel de areniscas de grano grueso y color amarillo con estratificación cruzada sigmoidal y en surco. Las areniscas de base del nivel presentan cantos de carbón arrancados de la capa infrayacente  (channel lag). 

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.

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.

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:

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. 

Figura nº 30: Icnitas de dinosaurio a muro de la Formación.

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.

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    

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:

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.

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.    

Figura nº 33: Conjunto de flora fósil (hojas y conos) de coníferas (Brachyphyllum?) (Acantilados de Oles; Villaviciosa). 

Figura nº 34: Detalle de la fotografía anterior en la que se puede apreciar un cono y una hoja compuesta (pinna) de foliolos imbricados.

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:    

Figura nº 35: Fragmentos del mismo espécimen de tronco (Acantilados de Oles; Villaviciosa). 

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 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:

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):

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.

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. 

Figura nº 42: Fósil de un pez en areniscas del Jurásico Superior de Asturias (Fotografía de A. Velázquez).