LA MINERIA DE SULFATOS EN LA CUENCA PERMOTRIASICA DE GIJON
En Gijón y en el siglo pasado, ademas de en La Camocha, hubo una importante actividad minera centrada en la extracción de yeso, llegando a existir cinco minas dentro del termino municipal con una importante cantidad de sulfato extraída. Esta actividad minera se realizo en una zona muy concreta de esta cuenca (en los alrededores de Gijón) y siempre terrenos con la misma posición estratigráfica; el límite Triásico-Liásico. Por ello antes de describir este minería y sus minas intentare exponer cuál es la geología de la zona en la que se localizan.
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| Figura nº 1: Situación de la Cuenca de Gijón Villaviciosa dentro de la Cuenca Mesoterciaria Asturiana |
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| Figura nº 2: Trazado de las fracturas más importantes que afectan a la Cuenca Mesoterciaria Asturiana. |
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| Figura nº 3: Escala geocronológica Pérmico - Triásico. |
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| Figura nº 4: Discordancia entre las calizas arrecifes del Devónico (derecha) y los depósitos del Pérmico (izquierda). A muro del Pérmico se puede observar un tramo, muy irregular (2 -3 metros de espesor) de brechas. |
A continuación expondré un resumen de los principales trabajos realizados sobre la estratigráfia del Permotriasica de Asturias, sin embargo hay algunos trabajos recientes que no están disponibles para su consulta en la red, los incorporare según vayan siendo facilitados.
En la Hoja del MAGNA de Gijón (Nº 14) estos depósitos se consideran Triásicos y se subdividen en Buntsandstein y Keuper en facies germánica, falta el Muschelkalk pero se considera que un delgado nivel de 5 m de espesor encontrado en el Sondeo de La Matona (Gijón) podría corresponder e este nivel (?). En la Hoja de Villaviciosa (Nº 15) se distingue un Triásico, de 500 a 1.000 metros de espesor, dividido en tres tramos principales:
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| Figura nº 5: Conglomerado silíceo en la Playa de Salinas |
Tramo Inferior: Tramo atribuido al Buntsandtein, a muro presenta un conglomerado basal cuarcítico con un espesor de 6 a 10 metros formado cantos mal clasificados por tamaños de 5 a 10 cm de diámetro con matriz de areniscas ferruginosas.
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| Figura nº 6 Cuarzos bipiramidados del Tramo lutítico Superior. |
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| Figura nº 7: La conifera (cipres) Walchia del Pérmico. |
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| Figura nº 8: Grauwacka con participación volcánica. |
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| Figura nº 9: Discordancia entre las calizas carboníferas (Formación Barcaliente) y las margas, limitas y areniscas Pérmicas con mineralizaciones de fluorita, carita y pirita (Localidad: La Collada; Siero). |
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| Figura nº 10: Areniscas volcanoclásticas, tobas y margas rojizas de la Formación Cabranes en su localidad tipo. |
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| Figura nº 11: Aspecto de las areniscas y limitas del Pérmico en la localidad de Vino (Cabranes) |
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| Figura nº 12: Depósitos de facies Keuper en la Península Ibérica (Fuente; Orti Cabo) |
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| Figura nº 13: Pizarras carboníferas del Grupo Lena en Vinón. |
SUCESION
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UNIDAD
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ESPESOR
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LITOLOGIA
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TECHO
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F. Gijón
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Dolomías, margas grises.
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CAPAS DE
VILLAVICIOSA
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Fuentes
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+-100 mts
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Arcillas y lutitas rojas con intercalaciones de margas y yesos.
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Lugás
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125-250 m
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Areniscas, lutitas y margas rojizas. Hacia la parte inferior “Conglomerado de La Riera”.
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Viacaba
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50-250 m
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Arenisca anaranjada, limolitas, lutitas y margas rojas con conglomerados cuarcíticos.
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CAPAS DE
VIÑÓN
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Arboleya
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230
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Areniscas, lutitas y margas con conglomerados y rocas volcánicas. Niveles de calizas mineralizadas (Caliza de Los Bayones)
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Torazo
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30-150 m
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Areniscas, lutitas y margas con conglomerados. Participación volcánica.
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Valbuena
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50-200 m
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Rocas volcánicas (basaltos, tobas y cineritas) con areniscas, limolitas, lutitas y conglomerados.
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Niao
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50-150 m.
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Areniscas cuarcíticas y feldespáticas, margas, arcillitas, conglomerados y calizas. Aparecen basaltos (Viñón), tobas y cineritas.
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Basal
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1-30 m.
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Conglomerados de cantos calcáreos grises y matriz carbonatada.
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MURO
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CARBONIFERO
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| Figura nº 14: Columna Estratigráfica de la Formación Sotres. |
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| Figura nº 15 : Margas oscuras (rojizas, verdosas y grises) con intercalaciones de areniscas y conglomerados de cantos calcáreos en la Playa de Caravia, en facies similares a las descritas para la Formación Sotres. |
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| Figura nº 16: Sedimentos volcanoclásticos en Cabranes. |
SiO2
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TiO2
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Al2O3
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Fe2O3
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MnO
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MgO
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CaO
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Na2O
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K2O
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P2O5
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53,99
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0,95
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17,52
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7,18
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0,12
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6,45
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5,68
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2,80
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2,62
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0,37
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| Figura nº 17 : Cantera de basaltos en Viñón |
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| Figura nº 18: Diagrama con situación de las muestras analizadas (Fuente: Enciclopedia de Cabranes). |
En la siguiente fotografía se puede ver el aspecto de estos basaltos en la cantera de Lluengara:
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| Figura nº 19: Muestras de mano de los Basaltos de Viñon, rocas muy duras, de color gris y grano muy fino. Cuando están alteradas presentan frecuentes irritaciones debidas a la presencia de Fe. |
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| Figura nº 20: Areniscas y limitas ferruginosas con impregnaciones de Fe. |
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| Figura nº 21: Detalle de los Conglomerados Basales |
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| Figura nº 22 : Limolitas rojas. |
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| Figura nº 23: Margas rojas oscuras con carbonatos (La Peñona, Salinas) |
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| Figura nº 24: Conglomerados mineralizados (La Collada ) |
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| Figura nº 25: Margas rojas con numerosos geodas de calceta blanca (Playa de Vega, Caravia) |
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| Figura nº 26: Aspecto típico de la Formación Fuentes margas rojizas con venillas de yesos blancos (Localidad: Gijón) |
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| Figura nº 27: Columna del Trías de La Camocha |
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| Figura nº 28: Contacto entre el Tramo de Transición y la Formación Gijón en Villaviciosa (Asturias) |
En la siguiente imagen se puede ver el perfil de la Formación Gijón en el Acantilado del Cerro de Santa Catalina donde aparecen 20 metros de dolomías bien estratificadas de color ocre y patina amarillenta con laminaciones paralelas. En algunas superficies de estratificación hay ripples. Hacia la mitad de la sección aparece un tramo de 3 o 4 metros de brechas de clastos dolomíticos de gran tamaño y muy angulosos en una matriz de margas negras. Estas dolomías pertenecerian a la Miembro Solis y los metros superiores de la sección formados por un tramo de arcillas que pudieran pertenecer a Jal miembro suprayacente de la formación
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| Figura nº 29: Sección de la Formación Gijón en el acantilado del Cerro de Santa Catalina (Gijón). |
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| Figura nº 30 |
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| Figura nº 31: Perfil realizado mediante las columna litológicas de los sondeos de investigación y de la propia Mina de la Camocha. Se observa con claridad la existencia de un horts que levanta el zocalo paleozoico donde se encuentra el yacimiento carbonífero, flanqueado por dos graven en los que se conserva una potente serie permotriasica. |
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| Figura nº 32: Pliegues muy laxos en la rítmica jurásica de la Playa de Peñarrubia. |
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| Figura nº 33: Mapa geológico del Sector de Gijón de la Cuenca Mesozoica con indicación de la situación de los principales accidentes tectónicos (Fuente original; IGME). |
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| Figura nº34 : Interpretación del medio sedimentario en la Cuenca Permotriásica Asturiana. |
EL LIMITE TRIASICO-JURASICO (TJB) EN ASTURIAS:
Los terrenos Permotriásicos aparecen en todos los continentes y tienen una gran importancia en muchas zonas donde pueden alcanzar grandes espesores y cubrir bastas extensiones. En España estos terrenos adquieren un gran desarrollo en la Cordillera Ibérica y se extienden hacia el Cuenca Vasco-Cantábrica y la Cuenca Asturiana. El estudio geológico de los terrenos de esta edad se encuentra con la dificultad de que esta es una época con una gran escasez de faunas y floras derivada de ser un periodo acotado por dos grandes extinciones: la Gran Mortandad de finales del Pérmico y la extinción masiva del límite Triásico-Jurásico (TJB) y localizarse dentro de ella la crisis biológica ocurrida durante el Evento Pluvial Carniense (CPE) durante el cual se desarrolla una gran crisis biológica. Por otra parte, muchos de los sedimentos que se depositaron en esta época están constituidos por rocas detríticas, areniscas y arcillitas rojas, en facies continentales (Buntsandtein) y evaporíticas (yesos y anhidritas), en facies Keuper, que son muy poco favorables para el desarrollo de los procesos de fosilización. En Asturias hay que añadir a esto la mala calidad de los afloramientos solo parcialmente compensada con los perfiles de algunos sondeos mineros. La escasez de macrofaunas fósiles ha sido suplida con estudios micropaleontológicos, más concretamente de los palinológicos, lo que han permitido completar las dataciones cronológicas disponibles.
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| Ammonites Caloceras |
En el límite Triásico-Jurásico (TJB) ocurrido hace 201,36 Ma, se produjo una importante extinción en el ámbito marino, evento considerado una de las “big five” (cinco mayores extinciones) está muy estudiado en los Alpes donde se han contabilizado pérdidas masivas de especies marinas (bivalvos y gasterópodos) hasta el punto de que los cefalópodos ammonoideos casi se extinguieron. El Triásico Tardío (Carniense) se caracteriza por la aparición en el registro fósil de muchos de los clados "modernos" de tetrápodos continentales (dinosaurios, mamíferos, tortugas, lepidosaurios, ranas y salamandras) o sus parientes cercanos. El evento afecto a las plantas terrestres de tal manera que se constata un cambio dramático desde floras con una alta diversidad a floras compuestos casi en su totalidad por coníferas cheirolepidáceas (Corollina o Classopollis).
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| Figura nº 35: Principales extinciones en el Fanerozoico. |
El estudio de este evento de extinción choca con un obstáculo importante: la escasez de estudios detallados por la escasez de secuencias continúas de estratos continentales que van desde el Noriense-Rétiense hasta el Jurásico basal, lo que ha ocasionado que el Retiense carezca de estratotipo. Los más detallados son los realizados en la Cuenca Germánica, en Groenlandia y en EEUU, pero para establecer el patrón de cambio biótico en ambientes continentales a una escala temporal y geográfica precisa se requiere la identificación y el estudio sistemático de secuencias fosilíferas continuas en estratos continentales y correlacionar las con los cambios mejor conocidos en las comunidades marinas.
Las correlaciones globales de las sucesiones del TJB se ven obstaculizadas por el hecho de que muchos de los grupos de fósiles utilizados tradicionalmente para dataciones cronoestratigráficas, como los ammonites, se vieron gravemente afectados por las sucesivas crisis biológicas y una generalizada regresión marina.
EL PERMO-TRIAS DE ASTURIAS.
Entre los muy conocidos terrenos del Carbonífero asturiano y el Jurásico de la cobertera mesozoica hay una muy gruesa serie, de amplia distribución geográfica, mucho menos conocida geológicamente pese a que tiene un gran interés geológico por su potencial mineral (especialmente en yesos y fluoritas) y por constituir la cobertera que cubre terrenos potencialmente carboníferos: el permotriásico. En la siguiente figura se puede ver la distribución de los terrenos permotriásicos (en morado en el mapa de la siguiente figura) en Asturias:
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| Figura nº 36: Mapa de los afloramientos Pérmico y Triásicos en Asturias. |
Los lechos que contienen la transición Triásico-Jurásico (TJB) en Asturias se encuentran dentro de las calizas, dolomías y lutitas bien estratificadas conocidas como Miembro Solís la parte inferior de la Formación Gijón. El Miembro Solís se sitúa sobre las lutitas y evaporitas conocidas como “Capas de Transición de la Playa Caravia” (Suárez-Vega, 1974) o la “Unidad de lutitas y evaporitas” (Barrón et al., 2006b), y sobre el se sitúan los carbonatos, evaporitas y margas del Miembro Barzana o las equivalentes brechas de colapso del Miembro Fabares de la Formación Gijón. El límite TJB se colocó originalmente dentro de los conocidos “Lechos de transición de la playa de Caravia”, definidos por Suárez-Vega (1974), pero actualmente estos lechos se consideran de edad completamente rética (Martínez García et al., 1998; Barrón et al., 2002) estando el límite con el Jurásico en la parte inferior del Miembro Solís tal como indican los estudios palinológicos (Gómez et al., 2007) y la presencia de algunos ammonites como el Caloceras pirondi (REYNES) descubierto (Llopis, 1961; Dubar et al., 1963) cerca de Corvera (sureste de Avilés) en un fragmento de una lumaquela calcárea con bivalvos desprendida. Así mismo, ejemplares de Psiloceras sp encontrados en Colunga indican una edad Hettangiense para la parte superior del Miembro Solís, edad coincidente con la aportada por la palinología.
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| Figura nº 37: A la izquierda el ejemplar del ammonite Caloceras pirondi (REYNES) y a la derecha los bivalvos asociados (Isocyprinas y Pteromyas). Fosil encontrado en Corvera (Avilés) y estudiado por Dubar et al. 1963. |
En los acantilados de Villar (Villaviciosa) se encontró otro ejemplar de Caloceras (R. Mouterde et al 1977) que como en el caso del ejemplar de Solís, también se encontró suelto cerca de niveles de calizas más o menos nodulosas compactas y grises que contienen Asteroceras del Lotaringiense (parte inferior del Sinemuriense superior.
ESTRATIGRAFIA DEL TJB EN ASTURIAS.
Suarez Vega (1974) en su estudio sobre el Jurásico de Asturias define el siguiente perfil estratigráfico al W de la Playa de Caravia:
TECHO: dolomías y carniolas.
-12 mts: margas grises, bien estratificadas, en unidades de espesor centimétrico. En la base aparecen margas nodulosas poco coherentes. Al estar comprendidas entre dos conjuntos más resistentes estas margas presentan una cierta disarmonia estructural por lo que su potencia es aproximada.
-5 mts: arcillas de tonos grises a rojizos, irregularmente estratificadas. En ellas se observa una trama dendriforme en la que pueden aparecer nódulos carbonatados. Se encuentra un predominio de los tonos grises sobre los rojos al techo y a la inversa en el muro. Aparecen agregados cristalinos de cuarzo.
-25 metros: arcillas con algo de arena fina, rojas, con leves intercalaciones grisáceas que se van haciendo mas frecuentes según se asciende en la serie. Contiene agregados cristalinos de cuarzo.
MURO: Derrubios.
En este mismo estudio también se describe el siguiente perfil en Sotiello:
TECHO:
-18 mts: Calizas y dolomías bien estratificadas con lamelibranquios sueltos. Calizas tableadas de La Pedrera.
-2 mts: Margas.
-45 mts: Dolomías en bancos gruesos con algunos niveles que se acuñan lateralmente de margas. Dolomías de Solís y Sotiello.
-10 metros: Margas y arcillas del Tramo de Transición.
-12 mts: Evaporitas con margas.
-6 mts: Margas y arcillas.
MURO: ¿
En el sondeo Campañones, bajo las Dolomías de Solís, se alcanzo a 220 metros de profundidad el Tramo de Transición con la siguiente columna estratigráfica de arriba a abajo:
-15mts: Areniscas y dolomías.
-20 mts: Arcillas con evaporitas.
-10 mts: Horizonte de dolomías equivalentes al de Caloceras de Llopis (1965).
-5 mts: Margas.
-15 mts: Dolomías con evaporitas.
-5 mts: Margas.
-3 mts: Dolomías.
-7 mts: Arcillas con yesos rojos y grises.
-5 mts: Margas rojas con algún horizonte areniscoso.
En estos “Lechos de Transición de la Playa Caravia” es donde se coloco tradicionalmente el límite Triásico-Jurásico. Sin embargo, un estudio palinológico de Martínez García et al. (1998) mostró que los 'Capas de Transición' son de edad rética tardía. Estudios posteriores basados en la sección de Barzana (Barrón et al., 2002) y el DDH de Cantavieyo y Vilorteo confirmaron una edad rética (Zona Rhaetipollis germanicus) para esta unidad por lo que el límite Triásico-Jurásico se considera que se encontraría mas arriba dentro del suprayacente Miembro Solís.
El miembro Solís comprende de 40 a 70 m de dolomías y calizas bien estratificadas con delgadas intercalaciones de lutitas generalmente oscuras. Presenta delgadas horizonte de calizas packstones tempestíticas con abundantes bivalvos. Los carbonatos del Miembro Solís están organizados en secuencias someras hacia arriba formadas por una unidad inferior de carbonatos submareales, a veces bioturbados, que ocasionalmente contienen estratos con abundantes bivalvos, seguida de una parte media formada por carbonatos intermareales a supramareales con laminaciones de algas, laminaciones quebradas y microbrechas de clastos planos. La secuencia culmina con una parte superior formada por depósitos lutíticos que se han interpretado como facies de abanico-delta distal.
Sobre el Miembro Solís se sitúa el Miembro Barzana que, con un grosor de 7 a 50 metros, está compuesto por una alternancia irregular de lutitas, evaporitas y carbonatos con intercalaciones menores de brechas. Esta unidad está organizada en secuencias somerizantes con una parte inferior formada por carbonatos con laminaciones de algas que fueron depositados en una plataforma marina carbonatada submareal a intermareal. La parte central del Miembro contiene bandas de anhidrita y yeso que comúnmente muestran estructuras de alambre de gallinero (“chickenwire”) y pliegues enterolíticos tipicos de ambientes sabkha submareales a supramareales. La parte superior del Miembro está compuesta por lutitas que representan sistemas aluviales distales.
El Miembro Fabares es una brecha carbonatada caótica del tamaño de grava a bloque de más de 100 mts de espesor, y matriz soportada por lutitas grises a negras y marrones. En algunos afloramientos, esta brecha se superpone directamente a los carbonatos del Miembro Solís, lo que indica que al menos en parte corresponde a un equivalente temporal de las lutitas, evaporitas y carbonatos del Miembro Bárzana. Tal correlación apoya un origen por colapso después de la disolución de las evaporitas intercaladas.
LEVANTAMIENTO DEL PERFIL DEL LIMITE T-J EN EL ARENAL DE MORIS.
En la parte más occidental de la Playa del Arenal de Moris, en el Pedrero de la Punta La Arena, hay una magnífica exposición del tránsito Triásico – Jurásico. En este lugar aflora de manera continua el conjunto sedimentario definido como Lechos de Transición de la Playa de Caravia de la Unidad de Lutitas y Evaporitas que se sitúa entre el Triásico arcilloso (Formación Fuentes) y las dolomías de la Formación Gijón que se describe a continuación. El conjunto viene marcado por un gradual cambio de color pasando de los colores rojos y anaranjados a colores grises y negros.
MURO: Formación Fuentes compuesta por limolitas y areniscas anaranjadas, de grano fino a muy fino con algo de matriz arcillosa, dispuestas en bancos métricos separados por estratos delgados e irregulares de arcillas negras y verdes, blancas por alteración.
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| Figura nº 38: Limos y arenas de grano muy fino con matriz arcillosa de color anaranjado con interestratos delgados. Facies Keuper. |
El contacto de la Formación Fuentes con la Unidad de Transición se produce en el pequeño promontorio que marca la terminación occidental del Arenal de Moris, tal como se puede ver en la siguiente fotografía y está formada por un conjunto abigarrado de 10 metros de espesor de una alternancia de arcillas grises y limolitas arcillosas rojizas con cantos y brechas constituyendo un paso gradual de las formaciones rojas a las grises.
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| Figura nº 39: Inicio del Tramo de Transición en el lado occidental del Arenal de Moris (Caravia). |
Sobre los sedimentos anaranjados de la Formación Fuentes y de forma brusca, se sitúa un nivel decimétrico de arcillitas grises con clastos de pequeño tamaño y angulosos de carbonatos arcillosos de colores grises más claros. El contacto con la formación infrayacente es neto y erosivo.
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| Figura nº 40: Brecha basal del Tramo de Transición en el Arenal de Moris. |
Esta brecha marca el inicio de un tramo de alternancias de arcillas grises y lutitas rojizas oscuras con una mala estratificación y abundantes niveles brechificados. Hacia la parte inferior de este tramo abigarrado aparecen unos niveles de arcillas negras con clastos carbonatadas aplastados posiblemente procedentes de niveles nodulosos.
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| Figura nº 41: Tramo de alternancias con un nivel de lutitas negras con nódulos carbonatados. |
Sobre este tramo de alternancias lutíticas grises y rojizas se sitúa un tramo de 3 o 4 metros de espesor de brechas poligénicas, mal clasificadas por tamaños, se observa una estratificación grosera, algunas superficies erosivas y una incipiente clasificación por tamaños con algunos lechos de microbrechas.
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| Figura nº 42: Tramo de brechas poligénicas mal estratificadas. |
En la siguiente fotografía se puede ver un detalle de estas brechas que están formadas por clastos angulosos de arcillas negras, lutitas rojizas oscuras y dolomías arcillosas en una matriz arcillosa.
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| Figura nº 43: Brecha poligénica. |
Sobre esta brecha poligénica se sitúa un tramo de al menos una decena de metros de arcillas negras procedentes de la alteración de arcillitas oscuras. Este tramo lleva intercalado un nivel métrico de dolomías arcillosos grises, tableadas y con laminaciones horizontales y onduladas por ripples, que presenta un poco acusado replegamiento con formación de kings bands de pequeña escala.
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| Figura nº 44: Tramo de grosor métrico de dolomías arcillosas grises claras, laminadas, entre dos tramos de arcillas grises oscuras. |
De forma neta, sobre las arcillas grises, aparecen las dolomías ocres amarillentas del Miembro Solís de la Formación Gijón. Se trata de dolomías laminadas, dispuestas en estratos métricos. El contacto con las arcillas de la Unidad de Transición esta intensamente karstificado.
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| Figura nº 45: Dolomías ocres de pátina amarillenta, muy laminadas en el Pedrero Punta La Arena. |
En la siguiente tabla se resume este perfil:
COLUMNA LITOESTRATIGRAFICA DEL TRAMO DE TRANSICION T-J EN CARAVIA | ||||||
MTS | EDAD | FORM. | COLUMNA | DESCRIPCION LITOLOGICA | ||
1 |
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FORM. GIJON |
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| Calizas, calizas dolomíticas y dolomías de colores grises y ocres amarillentos muy recristalizadas. Se presentan en estratos métricos con laminaciones paralelas y/o onduladas. Muy escasos fósiles. Estilolitos. | |
2 |
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3 |
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4 |
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5 |
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6 |
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U N I D A D
D E
T R A N S I C I O N |
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Arcillas negras | ||
7 |
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| ||||
8 |
| |||||
9 |
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10 |
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| Dolomías arcillosas grises tableadas | |||
11 |
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Arcillas negras | |||
12 |
| |||||
13 |
| |||||
14 |
| =<>=<>=<>= | Arcillas oscuras con cantos redondeados de arcillitas negras. | |||
15 |
| <>=<>=<>=< | ||||
16 |
| =<>=<>=<>= | ||||
17 |
| <><><><><> | Brechas poligénicas de clastos angulosos de arcillitas negras, arcillitas y limolitas rojizas en una matriz arcillosa. | |||
18 |
| <><><><><> | ||||
19 |
| <><><><><> | ||||
20 |
| ::::::::::::::::::::: |
Alternancia de arcillas grises y arcillas rojas en estratos decimétricos.
Alternancia de arcillas grises y arcillas rojas con cantos calcáreos grises (niveles de nódulos) | |||
21 |
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22 |
| :::::::::::::::::::: | ||||
23 |
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| ||||
24 |
| ::::::::::::::::::::: | ||||
25 |
| O O O O O | ||||
26 |
| :::::::::::::::::::: | ||||
27 |
| O O O O O | ||||
28 |
| :::::::::::::::::::: | ||||
29 |
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| ||||
30 |
| :::::::::::::::::::: | ||||
31 |
| =<>=<>=<>= | Nivel de arcillas grises con microbrechas. | |||
32 |
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FORM. FUENTE |
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Limolitas y areniscas anaranjadas con matriz arcillosa en estratos decimétricos. | ||
PALEONTOLOGIA DEL LIMITE TRIASICO – JURASICO EN ASTURIAS.
En el limite Triásico-Jurásico se han estudiado faunas marinas (ammonites y bivalves) y microfloras (polenes y esporas).
Macrofaunas marinas:
En la Unidad de Lutitas y Evaporitas no se ha encontrado ningún resto fósil de macrofauna o de flora. En cambio en algunos afloramientos del Miembro Solís de la Formación Gijón en varias localidades asturianas (Avilés, Gijón, Villaviciosa, Colunga, Caravia,…) se han encontrado algunos niveles con macrofauna marinas (cefalópodos y bivalvos) escasos y en un mal estado de conservación. Estas faunas se acumulan en niveles que corresponderían a depósitos del tipo “tempestitas”.
Los cefalópodos encontrados están mal conservados y corresponden al género Psiloceras lisos y comprimidos asimilables a P. Planorbis y P. psilonotum de la Zona Planorbis. Estos ammonites se han encontrado en niveles equivalentes al ejemplar de Caloceras pirondi encontrado en Corvera por Dubar (1963) que indica la Subzona Johnstoni de la Zona Planorbis y ha sido descrito anteriormente.
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| Figura nº 46: El ammonite Psiloceras planorbis. |
Los fósiles de bivalvos son más abundantes y se han citado Osocyprina concéntrica (Moore), Bakevelliapraecrursor (Quenstedt), Isocyprinaewaldi (Bornemann), Pteromorfuselongatus (Moore), Pteromyalongportentis (Richardson), Placunopsis alpina (Winkler), Modiolusminimus (Sowerby) y Paleocardita austriaca (Von Hauer) como espesies representativas del Retiense y Pteromyatatei (Richardson), Cuneigervilliarhombica (Cossmann), Parallelodonhattangiensis (Terquen) y Eomiodonmenkei (Dunker) que corresponden a una asociación del Hettangiense basal.
Esta asociación de bivalvos de Transito Triásico-Jurásico corresponde a ambientes de plataforma somera con afinidades atlánticas en el Retiense y más cosmopolitas en el Hettangiense.
En la playa de Caravia se han descrito niveles carbonatados con Pteromya aff crowcombeia MOORE y Pteromya sp. junto a un nivel tempestítico con abundantes Pteromya sp., Pteromyatatei (Richardson), Eomiodum cf menkey (DUNKER) y Parallelodon sp.
El Miembro Solís está compuesto por calizas y dolomías con margas intercaladas, y comúnmente contiene capas delgadas de packstone de calizas tempestíticas ricas en bivalvos. Los carbonatos del Miembro Solís están organizados en secuencias someras-ascendentes compuestas por una unidad inferior de carbonatos submareales (localmente bioturbados) que ocasionalmente contienen capas de conchas ricas en bivalvos, una parte media compuesta por carbonatos intermareales a supramareales, y una parte superior interpretada como facies de abanico-delta distal. Las partes media y superior del Miembro Solís muestran una variación negativa de δ13Corg que comienza en los lechos de transición T-J y se extiende hasta la parte superior del suprayacente Miembro Barzana.
Los estudios indican que en el Triásico Superior vivía una comunidad de especies xerófilas indicativas de condiciones áridas que fue sustituida por una flora hidrófila, pero empobrecida, justo por encima de la transición T-J, y luego una recuperación de las condiciones áridas más adelante en el Hettangiense.
Durante el Retiense se inicio la rotura del supercontinente Pangea y una transgresión en Europa Occidental, y por ende en Asturias, con la deposición de sedimentos de plataforma carbonatada en mares epicontinentales poco profundos marginales sin grandes variaciones del nivel. En consecuencia, la mayoría de las especies de bivalvos de edad Rhaetiense-Hettangiense descritas en Asturias son excavadores suspensivoros que vivían a poca profundidad formando conjuntos muy poco diversos, oligotípicos e incluso monotípicos, de pequeño tamaño, que pueden pertenecer a ambientes marinos marginales de baja salinidad. Otras características biológicas de estos niveles fosilíferos son: la ausencia de otros taxones como braquiópodos, equinodermos y cnidarios; la escasez de ammonites; la morfología de la concha bivalva que es típica de ambientes de salinidad reducida; y un tamaño muy por debajo de la mitad del alcanzado por las mismas especies en otras localidades.
Tanto las asociaciones de bivalvos réticos como las hettangienses descritas en Asturias son muy poco diversas, con media docena de especies cada una y un conjunto de 7 familias con una composición sistemática semejante lo que sugiere pocos cambios en las condiciones ambientales a lo largo del límite T-J en esta región.
La escasez de ammonites impide, por el momento, la ubicación precisa del límite T-J dentro de los niveles estudiados, y los bivalvos encontrados no son útiles para tal esta delimitación. Como sucede en muchas otras localidades de Europa occidental, esto dificulta el análisis del evento de extinción Triásico-Jurásico en esta región hasta que se disponga de más datos faunísticos (ammonites).
Palinologia:
Los cuatro taxones de polen más comunes del Triásico tardío de Europa septentrional y central: Ovalipollis ovalis, Lunatisporites rhaeticus, Rhaetipollis germanicus y Ricciisporites tuberculatus, desaparecen durante el Rético tardío, desapareciendo por completo en el límite Triásico-Jurásico. Esta pérdida de polen va acompañada de aumentos sustanciales en la abundancia de esporas de helechos de las briófitasporas y las esporas de las colas de caballo.
En la siguiente figura se puede ver el gráfico con la correlación de la abundancia de polen en cuatro sondeos de diferentes regiones europeas (Dinamarca, Alemania y Francia). En el gráfico se representa la suma de los "cuatro grandes" taxones triásicos del límite Triásico-Jurásico, incluidos Ovalipollis ovalis, Rhaetipollis germanicus, Lunatisporites rhaeticus y Ricciisporites tuberculatus. Se observa una drástica disminución de su abundancia en la parte superior del Retiense y su desaparición en el Hettangiense.
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| Figura nº 47: Desaparición de los cuatro grandes tazones triásicos en el limite TJB en Europa. |
El análisis paleoecológico de las asociaciones de palinomorfos del tránsito Triásico – Jurásico (TJB) indica una marcada renovación paleofloral, que empieza con una flora diversificada de plantas xerófilas en el Triásico Tardío pasando a una comunidad paleofloral mas pobre, compuesta por un grupo poco diversificado de coníferas y helechos en la transición Triásico-Jurásico. Al clima árido del Triásico Tardío le siguió un breve evento húmedo a principios del Hettangiense, durante el cual se produjo la renovación e importante recuperación de las criptógamas vasculares y las coníferas. El predominio posterior de especies xerófilas en el Hettangiense indica una vuelta a las condiciones climáticas áridas.
Durante el Triásico tardío el clima global y por lo tanto, la distribución de la flora estaba fuertemente controlado por la distribución simétrica de las masas terrestres de supercontinente Pangea alrededor del ecuador y por una supuesta ausencia de hielo polar en latitudes altas. La variación de temperatura con la latitud era menor que la actual, por lo que la temperatura media global era más uniforme con cinturones de climas templados cálidos que abarcaban latitudes más altas que las actuales. Varios autores han postulado un clima fuertemente estacional y monzonico para ambos hemisferios. Se ha planteado un patrón climático zonal para el Triásico superior, con una zona húmeda ecuatorial estrecha y un cinturón árido centrado alrededor de 30º, pasando a climas más templados a mayor latitud.
Algunos autores han sugerido que durante el TJB ocurrió un efecto invernadero que ocasiono un calentamiento global estimado en alrededor de 3º a 4ºC. Este calentamiento podría ser debido a la contaminación atmosférica resultante de un aporte importante de CO2 y SO2 a la atmosfera, aporte relacionado con las erupciones de la Provincia Magmática del Atlántico Central (CAMP). Los datos existentes, unidos a estudios palinológicos recientes, indican que el vulcanismo CAMP comenzó antes del TJB y, por lo tanto, respaldan la hipótesis de que las erupciones CAMP tuvieron un papel crucial en las extinciones masivas de este límite.
En el TJB hay indicios de un aumento de la humedad y de la estacionalidad, como lo atestigua la gran cantidad de materia orgánica enriquecida y sedimentos arcillosos depositados dentro de cuencas anóxicas-disoxicas del Tethys occidental que incluían a los aquí considerados de la Cuenca Asturiana y a los de la Cuenca Ibérica (Yesos de Ayora y Dolomías de Imón). En los Alpes Calcáreos del Norte el comienzo de la sedimentación de esquisto negro coincide con el inicio del evento d13C negativo justo antes del TJB. La relación entre el cambio climático y las condiciones anóxicas han sido bien documentados con datos palinológicos y geoquímicos.
La gran afinidad palinofloral entre las microfloras de distintas regiones confirma la existencia de una comunidad de plantas homogénea que crecería en un clima caracterizado por las favorables temperaturas y la humedad controlada por la circulación monzónica. La disminución en la diversidad macrofloral del TJB coincidió con la migración de algunas comunidades de plantas (p.e. Cheirolediaceae) de la región del Tethys hacia latitudes más altas. La difusión de las coníferas Cheirolepidiaceae (productores de Circumpolles) probablemente se realizo a lo largo de las vías de migración costera.
En la siguiente figura se pueden ver las principales palinozonas y asociaciones palinológicas en el límite Noriense-Rhaetiense. En la figura Z corresponde a zona, Sz a subzona, FO indica la aparición de un taxón en el registro fósil y LO indica la desaparición de un taxón del registro. Las palinozona definidas por Morbey 1975 son: TR, Classopollis torosus-Granuloperculatipollis rudis; TL, Riccisporites tuberculatus-Hystrichosphaeridium langi; RG, Rhaetogonyaulax rhaetica-Rhaetipollis germanicus; RK, Rhombodella kendelbachia; LL, Carnisporites lecythus-Zebrasporites laevigatus.
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| Figura nº 48: Palinozonas y asociaciones palinologicas en Europa. |
Palinología del TJB de Asturias.
En Huerces, al Sur de Gijón, se estudio (Martínez García et al, 1998) una microflora (pólenes y esporas) obtenidas en dos muestras de lutitas negras de la Unidad de Transición del techo del Permotrías. En la asociación palinomorfica encontrada, Classopollis classoides PLFUG es la especie dominante junto a Ovalliformis ovalis KRUTZSCH siendo escasos otros especímenes como Camerosporites. La presencia de Ovalliformis ovalis KRUTZSCH junto a Rhaetipollis germanicus SCHULZ. Según los autores de la investigación esta asociación indicaría una edad Rhetiense superior.
Más recientemente, E. Barrón et al 2006 realizaron un estudio palinológico, bioestratigráfico, sedimentológico y estratigráfico secuencial de la transición Triásico-Jurásico en Asturias mediante el registro y muestreo de los testigos de dos sondeos: el de Cantavieyo y el de Vilorteo, realizado en la misma zona del Sur de Gijón estudiada por Martínez García, en una de las principales estructuras hundidas (“grabens”). Ambos sondeos alcanzaron el zócalo Carbonífero a los 585 y 638 metros respectivamente debajo de la cobertera mesozoica.
En el sondeo Cantavieyo se alcanzo la Unidad de Lutitas y Evaporitas a 136 metros de profundidad, bajo las dolomías y calizas del Miembro Solis, unidad formada por lutitas negras y marrones interestratificadas con anhidrita, y anhidritas laminadas interestratificadas con lutitas negras organizadas en secuencias de somerización hacia arriba con las evaporitas masivas y/o laminadas en la parte inferior de las secuencias y yesos nodulares a techo. Aparecen estructuras chickenwire, estructuras enterolíticas, laminaciones paralelas. El medio de sedimentación correspondería a un lago costero que pasaría a un medio de sabkha subaérea. En el sondeo Villorteo se alcanzo la Unidad de Lutitas y Evaporitas a los 173 metros de profundidad.
Se diferenciaron y correlacionaron cuatro unidades litológicas;
-Una unidad inferior, compuesta por lutitas y evaporitas depositadas en lago costero a sabkha subaérea y ambientes aluviales distales, correlacionados en parte con la facies Keuper del Triásico Superior presente en la mayor parte de Europa occidental y que constituye la Formacion K5 (Yesos de Ayora) en el Levante Español.
-Una unidad intermedia de carbonatos bien estratificados corresponde al Miembro Solís de la Formación Gijón. Esta unidad se depositó en una plataforma carbonatada submareal a intermareal y supramareal poco profunda influenciada por tormentas y con facies de abanico-delta distal intercaladas. El límite Triásico-Jurásico se ha ubicado dentro de los carbonatos del Miembro Solís, que contienen un ammonite hettangiense, Caloceras pirondii (Reynés), en carbonatos tempestíticos atribuidos a la parte superior de esta unidad.
-Una unidad superior, el Miembro Barzana, está compuesta por lutitas, evaporitas y carbonatos, respectivamente, depositados en ambientes aluviales distales, en ambientes de sabkha supramareales y en una plataforma submareal a intermareal poco profunda.
Sobre la unidad superior, o como un equivalente temporal del Miembro Barzana, el Miembro Fabares está compuesto por una brecha carbonatada con una matriz lutítica, interpretada como formado por la disolución de las evaporitas del Miembro Barzana y el colapso de los carbonatos y lutitas originalmente intercalados.
Estos materiales han resultado muy ricos en palinimorfos (polen y esporas) de licofitas, sphenofitas, briofitas, pteridofitas, coníferas, benetitales cicadofitas y pteridospermas. En el estudio palinológico se han registrado un total de 49 taxones de palinomorfos: 20 taxones de esporas, 24 taxones de polen, 1 acritarco, 2 prasinofitos y 2 quistes de dinoflagelados. Se han distinguido tres conjuntos palinológicos:
Palinozonas:
- Zona Rhaetipollis germanicus totalmente Retica.
- Zona Kraeuselisporites reissingeri totalmente Hettangiense (Jurásica).
- Zona de Transición: con palinomorfos retics y jurásicos.
Las asociaciones microfloristicas correspondientes a la Zona Rhaetipollis germanicus presentan porcentajes muy elevados de Corollina mallerina (producida por una conífera) similares a las pertenecientes al Noriense-Raetiense del NW de Europa. Sin embargo, la presencia, en estas asociaciones, de algunas especies (Anapiculatisporites spiniger, Cyathidites australis y Trachysporites fuscus) que aparecen a partir del Retiense indican que esta es la edad de estas asociaciones.
Durante el Triásico la diversidad de plantas productoras de esporas estuvo controlada en gran medida por la disponibilidad de agua, mientras que la diversidad entre las gimnospermas también se vio afectada por otros factores ambientales y bióticos. Entre el Carniense temprano y el Noriense la diversidad palinofloral disminuye en un 50%, principalmente como resultado de una disminución en el número de especies productoras de polen siendo esta la segunda pérdida más grave de especies de polen después de la gran extinción del Pérmico-Triásico.
En cambio, en comparación con el marcado cambio vegetal en la transición Pérmico-Triásico y la disminución de su diversidad al final del Carniense, la crisis biótica del final del Triásico parece haber afectado poco a la diversidad de especies palinoflorales en Europa. En el NW de Europa se diferencian nueve zonas (y nueve subzonas) palinoestratigráficas que abarcan el Triásico, la mayoría de las cuales tienen sus límites basados en las primeras apariciones de especies marcadoras. Las zonas y subzonas palinoestratigráficas en Europa están correlacionadas con las etapas marinas del Triásico según diversos registros paleontológicos (principalmente ammonites) e incluidos numerosos registros palinológicos en estratos marinos del Triásico alpino.
La Zona Kraeuselesporites reissingeri está presente en los Miembros Solis y Barzana de la Formación Gijón como indica la presencia de su especie índice K. reissingeri, pero la presencia de formas típicamente triásicas (Ovalipollis pseudoalatus y Tsugaepollenites pseudomassulae) indican que la parte inferior del Miembro Solis tiene una edad Retiense. Luego en estos sondeos el límite Jurásico-Triásico (TJB) se ha determinado palinológicamente dentro de los carbonatos de la parte inferior del Miembro Solís de la Formación Gijón organizados en secuencias de somerización hacia arriba de escala métrica. De la presencia predominante polen de coníferas (Corollina) en todas muestras estudiadas se pueden deducir que las condiciones ambientales serian de aridez. En general estas coníferas, las Cheirolepidiaceae, parecen haber sido arbustos y árboles termófilos resistentes a la sequía que requerirían, al menos, un clima subtropical. Algunas especies de esta familia probablemente vivieron en zonas próximas a la costa. Estas condiciones áridas concuerdan con la situación paleogeográfica de la zona septentrional de la Península Ibérica durante el Triásico tardío y Jurásico temprano entre las paleolatitudes 25º y 30º. Según Rees et al. (2000), las condiciones paleoclimáticas de Iberia durante el Jurásico Inferior fueron desérticas, lo que concuerda con la deposición de espesos montones de evaporitas durante el Triásico Tardío y Temprano Jurásico sur de Asturias, en la mayor parte de España.
También la presencia de pólenes de Araucariaceae parece indicar un clima cálido sin grandes amplitudes estacionales que puede ser indicativo de ambientes costeros. Luego, la gran cantidad de coníferas (Corollina) y Araucariaceae parece indicar la existencia de comunidades de plantas arbóreas que crecieron cerca de la costa y posiblemente fueron afectados por sequías debido a tanto el clima como al alto contenido de sal de los suelos. Además, la presencia de un gran número de Spheripollenites indica una mayor estabilidad de las estaciones secas anuales,
Aunque las condiciones climáticas eran áridas, las dos citadas especies de Corollina que aparecen en estas asociaciones, tenían diferentes necesidades ecológicas: Corollina meyeriana es una flora más fría que Corolina torosa. Según los datos paleo ecológicos TJB hubo un rápido calentamiento en Europa Occidental y las condiciones climáticas fueron más cálidas durante el Hettangiense, En la Región Asturiana durante el Triásico Superior y Jurásico Inferior los hábitats podrían ser pantanos costeros o lagunas con suelos húmedos que se desarrollaron en condiciones generales de aridez.
Los carbonatos del Miembro Solís, que se depositaron en una plataforma somera con ambientes intermareales y supramareales. Las condiciones ambientales indicadas por los conjuntos palinológicos concuerdan plenamente con los ambientes subtropicales costeros indicados por los sedimentos.
Durante el Rético se desarrollaron bosques de coníferas en Asturias. Cerca de la TJB, sufrieron un importante empobrecimiento debido a la extinción de taxones principalmente triásicos como Rhaetipollis germanicus, Granulopercula tipollis rudis, Ovalipollis pseudoalatus y Tsugaepol lenites pseudomassulae. Las comunidades vegetales se redujeron a formaciones de coniferas quiropidiaceas con un sotobosque que contenía escasas licofitas y helechos, pero a principios del Hettangiense un incremento en la cantidad de esporas de criptogamas vasculares indicaría un aumento de las áreas húmedas. Más tarde, volvieron las condiciones secas y aparecieron bosques de coníferas con cheirolepidiaceae, araucariácea, pinaceae y ginkgoales/ cicadales / bennettitales.
La intensidad de la crisis florística que sucedió en el TJB queda reflejada en que siete especies de miosporas se extinguieron en el Rético tardío, seis aparecieron en la transición T-J, mientras que 22 taxones aparecieron por primera en el Hettangiense temprano, lo que refleja la crisis biótica alrededor del límite T-J.
Resumen y conclusiones:
El contacto entre el Triásico y el Jurásico en Asturias viene marcado por un abrupto cambio en la sedimentación que pasa de ser del tipo detrítico continental a carbonatada marina. El cambio esta bien marcado en el terreno al pasar de una litología arcillosa blanda a una carbonatada dura lo que produce un marcado resalte en el terreno fácilmente visible en la zona de Gijón. Al igual que en otras partes de Europa debajo de las rocas carbonatadas (dolomías) aparece una serie lutítico-evaporítica de color gris que pasa a una serie detritica roja en una facies Keuper.
A efectos prácticos el limite Triásico-Jurásico (TJB) se ha situado en este cambio litológico pero científicamente esto no es asi y los estudios paleontológicos lo situan unas decenas de metros por encima dentro de las dolomías de la parte inferior del Miembro Solís que serian de edad Retiense, como lo indica la presencia de las miosporas Ovalipollis pseudoalatus y Tsugaepollenites pseudomassulae, que no sobrepasan el límite T-J. En la parte superior del Miembro Solís, la presencia de las especies Ischyosporites variegatus, Cerebropollenites thiergartii y la especie índice de la Zona Kraeuselisporites reissingeri indica una edad Jurásica, probablemente Hettangiense, que incluiría esta parte de la unidad y el suprayacente Miembro Barzana. Como de la parte media del Miembro Solís no hay una datación clara se han denominado Transición T-J y puede ser Retiense y/o Hettangiense.
El la Playa de El Arenal de Solís (Caravia) hay un corte continuo que abarca desde la Formacion Fuentes del Keuper (Induiense-Rhaetiense) hasta la Formación Gijon del Jurásico inferior (Rhaetiense-Sinemuriense) incluyendo una buena exposición del Tramo de Transición que se dispone erosivamente sobre Formación Fuentes y esta formado por un tramo inferior de una alternancia de brechas poligénicas en una matriz arcillosa gris o rojiza cuyo origen podría ser un abanico aluvial próximal como parece indicar la presencia de una grosera estratificación con superficies erosivas y una cierta clasificación por tamaños. Sobre este conjunto brechificado se sitúa un tramo de arcillitas negras (arcillas grises por alteración) con una intercalaron métrica de dolomías arcillosas tableadas con laminaciones paralelas y onduladas que a techo tiene las dolomías ocres de la Formación Gijón. Esta secuencia indica un cambio brusco en las condiciones de sedimentación imperantes en el Keuper mas alto (Rhetiense) de acorde con otras localizaciones en Europa y un paso gradual a las condiciones de sedimentación en una plataforma marina somera.
En el siguiente cuadro se realiza la correlación de los perfiles de sondeos y secciones superficiales del transito Triásico-Jurásico en varias localidades de Asturias.
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| Figura nº 49: Correlación limite TJB en Asturias. |
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| Figura nº 50: Situación de las minas de yeso inventariadas. |
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| Figura nº 51: Situación de las minas de yeso de Gijón en el mapa geológico. |
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| Figura nº 52: Arcillas negras con yeso fibroso. |
MINAS:
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| Figura nº 53: Mapa de situación (Fuente; IGN) |
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| Figura nº 54: Estado actual de las instalaciones (hornos) de la Mina Felisa (Veriña, Gijón) |
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| Figura nº 55: Columna de la mineralización. |
Esta descripción coincide con los materiales que aparecen en la escombrera del Arroyo de Veranes y que se pueden ver en la figura nº 46.
Según estos investigadores la serie estratigráfica de la Mina Felisa (Manjón & Claverol) está compuesta por lutitas grises y negras con esporádicas intercalaciones de anhidrita nodular que se van engrosando hacia el techo y delgadas capas de dolomías. En la parte más alta aparecen un tramo yesífero, objeto de explotación, de hasta 3 metros de espesor que lateralmente puede pasar a anhidritas o contener láminas milimétricas de lutitas y dolomías.
La litología
dominante del Keuper son las lutitas dolomíticas rojas y esporádicamente verdes
con laminaciones paralelas y onduladas. Hacia el techo estas lutitas presentan
de colores grises y/o negros y contienen nódulos de yeso o de anhidrita y yeso
fibroso. Serian depósitos de llanuras fluviales distales (lutíticas y pobres en
sulfatos) posiblemente conectadas con llanuras mareales terrígenas
Estas lutitas presentan intercalaciones de dolomías de grano muy fino (dolomícritas) con algunos ooides, intraclastos, pellets y cristales de yeso diagénetico. Presentan laminaciones paralelas, onduladas y convolutas y huellas de carga. Estos carbonatos corresponderían a depósitos transgresivos pobres en sulfatos que se sitúan encima de las facies terrígenas de grano fino.
En la siguiente figura se puede ver la columna litoestratigrafica de un sondeo realizado en el interior de la mina:
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| Figura nº 56: Columna de la Mina Felisa (Gijón) |
Las facies evaporíticas son
principalmente de dos tipos:
- Anhidritas nodulares.
Aparecen como horizontes nolulosos y delgadas capas (cm) también nodulosas.
Están formadas por placas de anhidrita en una matriz dolomícritica con una
importante yesificación secundaria. Se presentan como nódulos irregulares,
principalmente aplanados.
-
Yesos laminados. Es
el principal tramo explotado en la mina y se sitúan en la parte más alta de la
serie. Los yesos presentan laminaciones de dolomicritas arcillosas u anhidritas
microcristalinas o en “caja de huevos” que
pueden ser paralelas, onduladas, convolutes, estructuras de inyección (flame),
huellas de carga y slumps. También se encuentran porfidoblastos y cristales
seleniticos y tambien idiomorfos de yesos, sulfuros y cuarzo euhedral.
-
Yesos fibrosos. De
color blanco se presentan rellenando una densa red de fracturas.
Estos depósitos
evaporíticos, principalmente
anhidríticos con yeso secundario, se desarrollan sobre llanuras fangosas
hipersalinas, ricas en sulfatos de procedencia marina, en un ambiente de sabhka
costera. Las condiciones de formación de estos depósitos son similares a las
evaporitas de la cuenca de Levante.
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| Figura nº 57: Mapa de situación de la Mina Miluca (Sotiello; Gijón) |
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| Figura nº 58: Mapa de Situación de la Mina Los Gavianes. |
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| Figura nº 59: Instalaciones de la Mina Los Gavianes tapadas por la abundante vegetación. |
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| Figura nº 60: Mapa de situación de la Mina Mª Luisa |
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| Figura nº 61: Instalaciones de la Mina reconvertidas en cuadra para ganado, detrás la bocamina y la escombrera. |
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| Figura nº 62: Mineral de yeso de la escombrera de la Mina Mª Luisa (Veranes), aparece yeso masivo de color blancuzco, nódulos de yeso y yeso fibroso laminado con arcillas negras. |
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| Figura nº 63: Situación de la Mina de El Peñeu. |
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| Figura nº 64: Mapa geológico con la situacion de la Mina El Peñeu y de los minados de la zona de Lavandera. |
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| Figura nº 65: La Fuente Tebia (La Camoca) |
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| Figura nº 66: Situación de la Fuente Tebia. Hacia el Oeste se localiza el contacto de la Formación Fuentes con la Formación Gijon (Tramo de transición) con abundante yesos y donde probablemente estaría la antigua explotación. |
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| Figura nº 67: Yeso fibroso de la variedad selenita. Keuper de Finestrat (Alicante) |
%CaO
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%SO3
|
%H2O
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Dureza
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Peso esp.
| |
Yeso
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46,5
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20,9
|
2
|
2,32
| |
Anhidrita
|
41,2
|
58,8
|
-
|
3-3,5
|
2,89-2,98
|
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| Figura nº 68: Horno de yeso en la Mina Felisa (Veriña, Gijón) |
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| Columna de Keuper (Orti Cabo) |
En Asturias debajo de las calizas y dolomías liásicas se encuentra el Tramo de transición definido por Suarez Vega con una potencia de 60 metros y constituido por arcillas marrones y pizarras negras con yesos y anhidritas y que he descrito anteriormente. En el Levante Peninsular por debajo de la Formacion Imón se define la Formación Yesos de Ayora (K5) del Noriense constituida por bancos de yesos de tonos claros y negros con algunas intercalaciones de niveles arcillosos grises y capas dolomíticas. Los yesos, al igual que en Asturias, se presentan con gran cantidad de texturas: laminar, masiva, nodular, fibrosa, bandeada trabecular y profidoblástica. Parece que se puede establecer una clara correlación, estratigráfica y litológica, entre la Formación Yesos de Ayora levantina y la “Zona de Transición” asturiana.
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