Las formaciones rítmicas calcáreas son un tipo de depósitos muy abundante en el registro estratigráfico en casi todas las edades geológicas. En la Península Ibérica la ritmita mas conocida y estudiada es el Flysch de Zumaia (Paleoceno) en la costa norte de España, aunque hay otras muchas como el Flysch de Algeciras en Punta Carnero o el Flysch de la Costa Quebrada en Cantabria y los flysch pirenaicos. En este articulo describiré este tipo de depósitos cíclicos en Asturias centrándome en los depósitos rítmicos jurásicos, los mas espectaculares, y dejando de lado las turbiditas carboníferas que afloran en la Playa de Antromero y a las que ya me he referido en una anterior entrada en este blog.
ENCUADRE GEOLÓGICO REGIONAL:
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| Figura nº 1: El megacontinente Pangea y los cinturones de rotura. |
Durante el Pérmico, al final de la Orogenia Varisca, las tierras emergidas se agruparon en un solo supercontinente, denominado Pangea, el cual comenzó a fragmentarse tan solo 50 millones de años después de su formación. Esta separación se realizo mediante la ruptura de los cinturones Apalaches-Marruecos y Varisco Europeo que fueron el inicio del proceso que termino con la apertura del Océano Atlántico y la formación de nueva corteza oceánica. En este proceso de fragmentación la Península Ibérica se individualizo como una subplaca entre dos macroplacas: Eurasia al norte y África al Sur.
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| Figura nº 2: Paleogeografia en el Jurásico Medio |
Entre el Pérmico y el Cretácico Superior la subplaca ibérica sufre una compleja y larga etapa extensional con la apertura del Océano Atlántico y posteriormente del Golfo de Vizcaya, con generación de nueva corteza oceánica en ambos fondos marinos. A continuación entre el Cretácico Superior y el Mioceno Medio y debido a la colisión entre África y Europa se produce la etapa compresional con el levantamiento de los principales edificios alpinos de la Península (Cordilleras Pirenaica y Bética), la formación de estructuras de plegamiento intraplaca (sistema Central y Cordillera Ibérica) y el cierre parcial del Golfo de Vizcaya con el levantamiento de la Cordillera Cantábrica.
Desde el Pérmico Superior al Jurásico Medio se produce una etapa extensional durante la cual se propagaron hacia el Sur y hacia el Oeste sendos rift que bordeaban al Megacontinente Pangea formándose un nuevo margen divergente entre África (Continente Gondwana) y Europa (Continente Laurasia) Se estima que durante esta etapa la Península Ibérica se desplazo 150 kilómetros al SW respecto a Eurasia. Este rift pérmico se forma sobre estructuras variscas previas desarrollándose cuencas intraplaca epicontinentales que se van rellenando de sedimentos en un proceso que se prolonga hasta el Triásico formándose los paleomargenes subsidentes de los bordes de la Placa Ibérica. Durante el Jurásico Inferior la subsidencia se realizo bajo el nivel del mar con una transgresión generalizada sobre las cuencas permotriásicas ibéricas formandose, entre los dominios Boreal y del Tethys, grandes plataformas carbonatadas en las que se asentó un mar epicontinental que ocupo una gran extensión en el Oeste y Noroeste de Europa.
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| Figura nº 3: Mares epicontinentales en el borde de las microplacas ibérica y armoricana. |
Durante el Jurásico Medio (180 Ma) comenzó el proceso de oceanización de estos rifts con formación de corteza oceánica en la Dorsal Centro-Atlántica que comienza su expansión hacia el Norte, quedando la subplaca ibérica situada entre dos grandes zonas transformantes al Norte y Sur de la misma tal como se puede ver en la siguiente note figura. El movimiento de estas transformantes le transfieren a la microplaca un movimiento giratorio antihorario, estimado en 35–40º, este movimiento produjo la apertura diacrónica del Golfo de Vizcaya y la generación de corteza oceánica en su fondo.
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| Figura nº 4: Las fallas transformantes limites de la micro placa ibérica. |
La Placa Ibérica se individualizo completamente durante el Aptiense-Albiense cuando se separa completamente de Europa y comienza su andadura hacia el SE.
Así pues, después de que el plegamiento hercinico formara el gran megacontinente Pangea comenzó una etapa de fracturación que abarco desde el Pérmico al Cretácico y condujo a la apertura del Océano Atlántico y del Golfo de Vizcaya. Durante esta etapa y en el margen septentrional de la Placa Ibérica entre los macizos ibérico y armoricano se formo una cuenca sedimentaria extensional (Cuenca Vasco-Cantábrica) en la que se depositaron espesas sucesiones de materiales pérmicos y mesozoicos. Paleoambientalmente el Margen Cantábrico se localiza en un pasillo subtropical que conecta el mar epicontinental Boreal con el Océano del Thetys. Los fósiles indican que la fauna es de clara afinidad Boreal aunque con incursiones de fauna del Tethys.
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| Figura nº 5: Principales masas emergías, mares epicontinentales y principales accidentes tectónicos durante el Jurásico temprano (Sinemuriense- Toarciense) |
Esta Cuenca sufre un proceso evolutivo muy prolongado (250 Ma) con unos inicios que se remontan desde Paleozoico (Pérmico superior) y finaliza en el Mioceno. A lo largo de esta larga evolución acaecieron variaciones significativas tanto en el régimen tectónico dominante (procesos de extensión, de transcurrencia o de compresión) como en el tipo de limites de placas activo (rift, margen pasivo, margen activo) y también en el tipo de corteza subyacente (continental, transicional, hiperextendida). En general, se considera que la Cuenca Vasco-Cantábrica representa un proceso evolutivo complejo que engloba múltiples tipos de cuencas sedimentarias y que varió progresivamente en el tiempo adaptándose a las condiciones tectónicas dominantes en cada momento geológico (Sergio Robles et al. 2014).
Según R. Salas et al las cuencas de rifting intraplaca de Iberia forman parte de la red de cuencas de rifting del noroeste de la plataforma Peritetisiana que se desarrolló durante la fragmentación de la Pangea, dando lugar a la apertura del Tethis alpino y del Atlántico Central y Septentrional. El origen de estas cuencas es anterior, pues iniciaron su desarrollo durante el ciclo de rifting del Pérmico Superior-Triásico con la propagación de los rifts del Tethis y del Atlántico se hacia el oeste y el sur, respectivamente. Durante el Jurásico Inferior y Medio, la evolución de estas cuencas estuvo generalmente gobernada por subsidencia térmica postrift.
El régimen de rifting se reanudó durante el Oxfordiense terminal y se mantuvo hasta el Albiense Medio subdividido en tres pulsos de rifting. Este segundo ciclo coincide con la actividad de rifting en el dominio del Atlántico Norte, que culminó con la separación entre Iberia, América del Norte y Europa y la apertura del Atlántico Septentrional y el Golfo de Vizcaya. A inicios del Aptiense el Golfo de Vizcaya había comenzado su oceanización y se propagaba a través de la corteza ibérica y europea por dos alineaciones de fosas, el rift pirenaico y el rift ibérico, separadas por el Bloque del Ebro. Durante el Albiense Superior y hasta el final del Cretácico Superior, las cuencas estudiadas subsidieron como respuesta al reequilibrio térmico post-rift de la litosfera.
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| Figura nº 6: Pese a la disposición subhorizontal de la secuencia Jurásica se pueden ver algunos pliegues muy laxos, como estos de la Playa de Peñarrubia. también se pueden observar algunos ejemplos de fracturas inversas y directas. |
La sedimentación del Jurásico Inferior en Asturias se realizo en una cuenca homoclinal carbonatada de fondo irregular e inclinada al Norte y dominada por tempestades que se inestabiliza durante la orogenia Neokimmérica (Dogger). En su proceso evolutivo se han definido dos fases mayores en función del tipo de esfuerzos dominante: fase extensiva y fase compresiva, en las que se incluyen diversas etapas caracterizadas por variaciones relativamente importantes en las condiciones tectónicas. Para la fase extensiva se definen las siguientes etapas: rift triásico, inter-rift, rift del Golfo de Bizkaia y margen continental pasivo. Para el proceso de compresión se han individualizado las etapas de margen continental activo, la etapa en la que se genera una cuenca remanente que evoluciona a una cuenca de antepaís y la etapa en la que se desarrollan las cuencas intramontañosas.
En este margen continental, a comienzos del Jurásico, se registro la primera invasión marina de esta cuenca sedimentaria depositándose sedimentos (dolomías y evaporitas) en un ambiente de plataforma somera carbonatada perimareal que progresivamente van pasando a depósitos de ambientes de rampa carbonatada mas profunda (ritmita caliza-marga) con varios episodios transgresivos regresivos. Estos depósitos carbonatados se agrupan en el Grupo Villaviciosa. En el Jurásico Medio (Bajociense Inferior) se produce una regresión generalizada depositándose en un medio deltaico sedimentos de origen continental que se agrupan en un conjunto denominado Grupo Ribadesella.
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| Figura nº 7: La secuencia Jurásica completa en Asturias. La parte baja (Jurásico Inferior y Medio) correspondería al Grupo Villaviciosa y la parte alta (Jurásico Superior) corresponderia al Grupo Ribadesella. |
En la siguiente figura se puede ver un croquis geológico con la distribución superficial de las distintas formaciones que componen el Jurásico asturiano:
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| Figura nº 8: Distribución areal de las formaciones del Jurásico entre Gijón y Colunga. |
DESCRIPCION DE LA SERIE ESTRATIGRAFICA:
El Jurásico de Asturias ha sido muy estudiado por muchos investigadores distinguiéndose especialmente los trabajos realizados por el IGME para el Plan MAGNA, los realizados por la Facultad de Ciencias Geológicas de la Universidad de Oviedo y últimamente los realizados por el personal investigador del Museo del Jurásico de Asturias (MUJA). Ademas muchas empresas privadas han estudiado el Jurásico en busca de minerales especialmente petróleo y fluorita
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| Figura nº 9: Columna del MAGNA. |
En la Hoja 15 (Lastres) del MAGNA se describe una serie constituida por una alternancia de margas y calizas arcillosas de colores grises a gris-azuladas, bien estratificadas en capas de 20 a 40 cm y muy fosilíferas. Este conjunto incluye el Sinemuriense Superior, el Pliensbachiense, el Toarciense y posiblemente la base del Bajociense tal como se puede ver en la figura de la derecha:
En la Memoria de la Hoja se describe la sección de Rodiles distinguiendo las siguientes unidades litoestratigráficas:
a) Pliensbachiense (incluido el techo del Sinemuriense) esta formado por 165 metros de una monótona alternancia de calizas y margas arcillosas muy fosilíferas con braquiópodos (Rhynchonellas y Terebratulas), y cefalópodos (ammonites y belemnites).
b) Toarciense: con un aspecto muy similar presenta un espesor de 53 metros y una macrofauna de lamelibranquios (pectinidos) y cefalópodos. Esta unidad termina con un nivel de coloración rojiza posiblemente del Aaleniense-Bajociense.
En esta Memoria se describen los últimos metros de la serie jurásica como un “Lías margoso atípico” que en la sección de Barzana esta compuesto por 20 metros de arcillas calcáreas, limolíticas con algunos fósiles de lamelibranquios, cefalópodos y restos vegetales (lignito)
Otro estudio clásico del Jurásico de Asturias fue el realizado por M. Valenzuela et al (1989) en el que se reconoce que en Asturias y durante el Jurásico se produce un episodio transgresivo que comienza en la base del mismo (Hettangiense) y a lo largo del cual se produce un aumento de la proporción de margas y de la tasa de sedimentación con acusados cambios laterales y verticales. Se reconoce una mayor comunicación con el mar abierto y por tanto la mayor oxigenación de las aguas se produce durante el Toarciense Medio-Superior. También el que durante el Aaleniense y el Bajociense Inferior la plataforma se inestabiliza por causas tectónicas y tiene una mayor influencia oceánica
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| Figura nº 10: Columna del Grupo Villaviciosa. |
De todo este espeso conjunto de sedimentos se describirán los situados en la parte alta del Grupo Villaviciosa (Sinemuriense Superior-Bajociense Inferior) y que se asignan a la Formación Rodiles tal como se puede ver en la figura de la derecha. Esta Unidad litoestratigráfica aflora en numerosos puntos de la costa asturiana principalmente entre las localidades de Gijón y Ribadesella (Playas de Peñarrubia y Serín, Playa de Rodiles, acantilados de Santa Mera, Playa de Lastres y Huerres, Playa de Vega (Colunga) y Playa de Santa Marina (Ribadesella). En áreas alejadas de la costa la Formación es de muy difícil observación por encontrarse tapada por la vegetación y solo estas expuesta en algunas canteras o algún corte de carreteras o del ferrocarril.
En la siguiente figura se puede ver un croquis geológico con la extensión geográfica de las principales unidades litoestratigráficas del Jurásico Inferior de Asturias (Suarez Vega, modificado por R. Paredes 2014):
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La Formación Rodiles esta compuesta por una sucesión de alternancias de margas y calizas con un espesor máximo de 170 metros que se subdivide en dos Miembros:
- Miembro Buerres del Hettangiense – Sinemuriense con un espesor máximo de 30 metros y formado por una alternancia de calizas nodulosas y margas muy bioturbadas. Se subdivide en secuencias, de espesor decimétrico a métrico, de somerización y ralentización de la sedimentación que en algunos casos llegan a formar hard grounds.
- Miembro Santa Mera: con espesor de 140 metros abarca del Sinemuriense Superior al Bajociense Inferior y esta formado por una alternancia rítmica de calizas y margas con predomio de estas ultimas hacia arriba y con una abundante fauna fósil y distintos tipos de bioturbaciones. La proporción de calizas-margas es variable del 70% al 20% llegando a aparecer episodios de “black shales”. Los estratos calcáreos tienen espesores de 5 a 60 cm , aunque los hay mayores por procesos de amalgamación, presentando una geometría tabular con base y techo ondulantes y a veces discontinuos lateralmente. Las margas son de color oscuro con un elevado contenido en terrígenos y pueden presentar una intensa bioturbación (condrites, etc...) y un abundante contenido en macrofauna (braquiópodos, pectinidos, cefalópodos,...) incluidos reptiles como plesiosaurios.
He visitado varias de las localizaciones donde aflora la Formación Rodiles y he podido reconocer la Formación, no con la precisión de los perfiles estratigráficos levantados por algunos investigadores como Comas-Rengifo, M.J & Goy, A., pero si como para tener una visión bastante completa de la Formación.
El contacto de la Formación Rodiles con la infrayacente Formación Gijón es un contacto gradual donde el único elemento claramente distintivo es la aparición de los niveles de margas negras (black shales). Este contacto se puede ver en la Playa de Peñarrubia (Gijón), en la Playa de Rodiles (Villaviciosa) y en la Playa de Vega. En todos estos lugares la Formación Gijón esta compuesta por dolomías y calizas dolomíticas grises, amarillentas por alteración, con niveles margosos en las que los fósiles son muy escasos estando restringidos a algunas lumaquelas de bivalvos y algunos gasterópodos. Los icnofósiles también son poco frecuentes. En la formación aparecen birdeseyes, estromatolitos, ripples y grietas de desecación indicadoras de exposición subaérea en un medio costero con alta salinidad (yesos). La parte alta de la Formación Gijón son calizas nodulosas al igual que la base de la Formación Rodiles (Miembro Buerres) por lo que es muy difícil establecer donde esta el limite entre ambas formaciones.
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| Figura nº 12: Calizas dolomíticas con estromatolitos (Formación Gijon en la Playa de Peñarrubia) |
En la Playa de Rodiles aflora el Miembro Superior de la Formación Gijón que esta compuesto por calizas dolomíticas grises en estratos planoparalelos de espesor decimétrico agrupados en paquetes de espesor métrico tal como se puede ver en la siguiente imagen.
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| Figura nº 13: Calizas dolomiticas de la Formacion Gijón dispuesta horizontalmente en la Playa de Rodiles (Villaviciosa). |
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| Figura nº 14: Calizas nodulosas y margas grises de la Formación Gijón en Rodiles (Villaviciosa). |
Sobre estas calizas dolomíticas, y por medio de un contacto neto tal como se puede apreciar en la fotografía de la derecha, se sitúa una serie de calizas dolomíticas grises de aspecto noduloso con algunos delgados niveles de margas grises.
Sobre estas calizas nodulosas y en algún punto de una serie parcialmente tapada que se puede ver en la siguiente figura, estaría el contacto con el Miembro Buerres de la Formación Rodiles. En la Playa de Vega este contacto es una discontinuidad originada por un evento transgresivo que viene marcado por un delgado nivel (dcms) de arenas y microconglomerados silíceos que se sitúa sobre las dolomías y carniolas de la Formación Gijón (B. Bádenas et al).
El elemento que distingue en el campo el Miembro Buerres de la Formación Rodiles del Miembro Superior de la Formación Gijón es la aparición de niveles de margas grises por lo que el contacto entre ambas formaciones podría situarse en la zona que se puede ver en la siguiente fotografía:
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| Figura nº 15: Contacto entre la Formación Gijon y la Formacion Rodiles en la Playa de Rodiles (Villaviciosa). |
El Miembro Buerres esta formado por ciclos elementales, de escala métrica, que cuando están completos están compuestos por 4 facies o intervalos litológicos que, según Bádenas at al, serian de muro a techo:
(1) De 1 a 10 cm. Margas y calizas bioclásticas e intraclásticas con intraclástos ferruginosos y muy bioturbadas (Rhizocorallium).
(2) De 20-40 cm. Calizas bioclásticas con estratificaciones planoparalelas e intercalaciones margosas con trazas de bioturbación.
(3) De 40 a 160 cm. Calizas bioclásticas nodulosas con peloides y ooides dispersos, localmente muy biuoturbadas.
(4) De 15 a 50 cm. Calizas bioclásticas en estratos decimétricos planoparalelos o irregulares.
Estos ciclos elementales suelen presentarse incompletos y limitados por hard ground o superficies encostradas por ostreidos. Suelen integrarse en otros granocrecientes de mayor espesor y también limitados por hard grounds.
El aspecto del Miembro Buerres en Rodiles es el de una alternancia de calizas de aspecto noduloso y margas grises en estratos nodulosos u ondulados. Se observa la presencia de estructuras sedimentarias debidas a oleaje (ripples y laminación hummochy) y otras mas características de las turbiditas (convolutes y slumps) pero que indican un medio de sedimentación costero afectado por tempestades. También se observan hard grounds.
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| Figura nº 16: Calizas nodulosas u onduladas con niveles de margas grises (Miembro Buerres de la Formacion Rodiles en la Playa de Rodiles (Villaviciosa). |
Los niveles nodulosos de alta relación caliza-marga se forman en zonas mas someras y agitadas de la rampa. En el Miembro Buerres estos depósitos de rampa somera presentan una gran continuidad lateral (decenas de kilómetros).
Los fósiles mas frecuentes en este miembro recuerdan a los de la formación infrayacente (bivalvos y gasterópodos) aunque también aparecen braquiópodos,crinoideos y algunos (escasos) ammonites. La nodulosidad característica de este Miembro se origino durante una etapa temprana de la diagénesis en condiciones de baja tasa de sedimentación con formación de hardgrounds ferruginosos.
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| Figura nº 17: Ejemplares de braquiopodos con la concha conservada en óxidos de hierro (Miembro Buerres de la Formacion Rodiles (Playa de Rodiles; Villaviciosa). |
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| Figura nº 18: Playa de Serín (Gijón). |
Los estratos presentan espesores muy variables de pocos centímetros a algunos decímetros y superficies de estratificación planas o ligeramente onduladas en las que el contacto caliza-marga puede ser gradual, neto o ligeramente erosivo. Los estratos son bastante continuos lateralmente pero a veces se acuñan lateralmente a distancias muy variables tal como puede verse en la siguiente fotografía:
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| Figura nº 19: Acuñamientos de estratos de calizas. Tambien se pueden ver pequeños lentejares de calizas y "scouts" (Miembro Santa Mera de la Formación Rodiles; Playa de Rodiles (Villaviciosa)). |
En Rodiles el contacto del Miembro Santa Mera con el miembro inferior (M. Buerres) es bastante claro por la aparición de niveles de lutitas negras (“black shales”) tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía en la que destacan sobremanera estos niveles intensamente negros:
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| Figura nº 20 Aspecto típico del Miembro Santa Mera de la Formación Rodiles (Playa de Rodiles; Villaviciosa). |
En estos niveles son muy abundantes los braquiópodos (rhinchonellas y terebratulas) junto a otros bivalvos como los pelecípodos que pueden aparecer como acumulaciones lumaquélicas. Estos bivalvos pueden aparecer, tanto en las calizas como en las margas, en forma de moldes internos por disolución temprana de su contra aragonítica.
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| Figura nº 21: Lutitas negras con un nivel de acumulación de Gryphaeas (Miembro Santa Mera de la Formacion Rodiles (Playa de Serín en Gijón). |
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| Figura nº 22: Margas calcáreas con ammonites. |
Ascendiendo en la serie aumenta el contenido en macrofauna fósil apareciendo gran cantidad de ammonites, belemnites y pectinidos junto a otros bivalvos especialmente braquiopodos. En Rodiles aparece un nivel muy fracturado de margas calcáreas de color gris con una enorme cantidad de ammonites tal como se puede ver en la figura de la derecha.
En la Playa de Serín (Gijón), en la Playa de Vega (Ribadesella) y en los acantilados de Tazones y Lastres el techo del Miembro Santa Mera esta formado por margas negras (“black shales”) con un gran contenido en belemnites y pectinidos junto a algunos braquiópodos. Los rostros de belemnites son muy abundantes y aparecen acumulados en las superficies de estratificación o dentro de los estratos de margas negras sin mostrar, aparentemente, ninguna ordenación aunque a veces aparecen agrupados como en la siguiente fotografía.
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| Figura nº 23: Concentración de belemnites en una superficie de estratificación (Miembro Santa Mera de la Formación Rodiles en Tazones (Villaviciosa). |
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| Figura nº 24: Contacto Jurásico Medio- Superior. |
En Tazones y Rodiles en el techo del Miembro Santa Mera aparece una ritmita caliza-marga de color rojo en la que predominan los estratos de margas de un color rojo mas intenso. Los fósiles en estos niveles rojos son mucho más escasos que en los niveles grises anteriores y solo aparecen algunos (escasos) bivalvos y belemnites.
Entre estos niveles rojos y las primeras manifestaciones detríticas (areniscas) aparece un nivel de espesor métrico que en Tazones esta formado por arcillas grises averdosadas muy alteradas. En el muro de estas arcillas grises hay arcillas blancas posiblemente de alteración tal como se puede ver en la siguiente fotografía.
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| Figura nº 25: Capa de arcillas blancas a techo de la rítmica roja (Miembro Santa Mera de la F. Rodiles en Tazones). se puede observar el mayor espesor de los niveles margosos ms rojos que los niveles calcáreos. |
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| Figura nº 26: Contacto: Jurásico Medio - Jurásico Superior (Playa de Serín; Gijón). |
En cambio en la Playa de Vega, el la de Serín y en Peñarrubia estos niveles de calizas y margas rojas no aparecen y las formaciones detríticas continentales del Grupo Ribadesella se sitúan directamente sobre las margas grises oscuras (black shales) con belemnites y grandes pecten. El nivel de arcillas alteradas alcanza en la Playa de Serín varios metros de espesor y contiene algunos lentejones de arenisca y posiblemente de calizas aunque esta muy tapado y no se puede ver bien su composición.
En la Playa de Vega sobre la ritmita aparece un nivel de pudingas de muy poco espesor (1-2 m) que se sitúa sobre un pequeño estrato decimétrico de arcillas grises con grandes bloque calcáreos rodados, tal como se puede ver en la siguiente fotografía:
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| Figura nº 27: Contacto Formacion Rodiles (Miembro Santa Mera) con la Formación Vega (Playa de Vega). |
En la Playa de Serín muy cerca del techo de la ritmita y dentro de un estrato de margas negras aparece nivel milimétrico de areniscas que podría indicar el primer aporte detrítico del ciclo del Jurásico Superior.
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| Figura nº 28: Pequeño nivel de areniscas a techo del nivel de belemnites y grandes pectínidos del Miembro Santa Mera de La Formación Rodiles (Playa de Serín; Gijón). |
Origen de las coloraciones a techo de la ritmita:
Como ya he mencionado al contrario que en la zona de Gijón, en la zona de Villaviciosa el techo de la Formación Rodiles esta compuesto por una ritmita calizas-marga de un marcado color rojizo, tal como se puede ver en la siguiente fotografía:
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| Figura nº 29: Ritmita de calizas/margas de colores rojizos a techo de la Formacion Rodiles (Acantilados de Tazones) |
A simple vista puede parecer una tinción causada por hierro procedente de los niveles detrito-clásticos de origen continental, y ricos en hierro, que aparecen encima de la Formacion Rodiles. Pero a lgunos autores (Santander et al., 2007) proponen que en la Cuenca Vasco-Cantábrica, el paso de facies grises a amarillo-verdosas para terminar en rojas (CORB ́s), se debe a un mayor contenido en oxigeno de las masas de agua profunda, lo cual produce una precipitación continuada de hematites con la consiguiente tinción del sedimento, durante su «tránsito» hacia el fondo de cuenca. Es por tanto un cambio paleoceanográfico, con una circulación termohalina más vigorosa, lo que genera la incursión de aguas de fondo más frescas y con un potencial de oxidación mayor, capaces de propiciar la precipitación a hematites (Fe2O3) del Fe+2 disuelto en el medio.
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| Figura nº 30: Detalle de las calizas rojas con algunos fósiles (belemnites y bivalvos) dispersos). |
El origen sinsedimentario de las tinciones queda confirmado por las evidencias recogidas en los acantilados de Sopelana (Pais Vasco).
NIVELES DE BLACK SHALES Y FORMACION DE HIDROCARBUROS:
Debajo de los niveles rojos o bien debajo de las margas grises que marca el transito al Jurásico Superior, se han reconocido un total de 7 intervalos de pizarras negras (black shales) que se extienden del Pliensbachiense al Toarciense Inferior momento en el que se registra un evento anóxico de escala mundial. Estos intervalos están formados por lutitas margosas y margas oscuras con moldes de braquiópodos que pueden desarrollar pequeñas geodas de calcita que a veces están rellenas de hidrocarburos. Según los últimos estudios realizados en estos intervalos de black shales las condicionales de deposito de las mismas han sido óxicas o marinas normales en contra del criterio mas extendido que les adjudicaban unas condiciones de formación anóxicas.
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| Figura nº 31: Intervalos de black shales en los acantilados de Lastres. |
Durante el deposito de la Formación Rodiles la Cuenca Vasco-Cantábrica experimentó una sucesión de transgresiones y regresiones (Quesada et al 2005) que influyeron en el contenido en materia orgánica que oscila entre el 2,30 y el 6,50% y en la formación de los intervalos de black shale. Estos intervalos se formarían en climas cálidos y húmedos con un mayor aporte a la cuenca de arcillas, limos y materia orgánica arrastradas por las lluvias frecuentes, ocasionando la turbided de las aguas marinas y por lo tanto una menor formación de carbonato. Se producirían condiciones anóxicas en el fondo del mar epicontinental en que se esta produciendo esta sedimentación con contenidos en carbono orgánico total altos (7,80%). Los estratos planoparalelos de calizas, muy continuos lateralmente, que aparecen dentro de los niveles de black shales podrían haber tenido un origen diagénico a partir del cemento carbonatado proporcionado (dilución) por las propias margas.
En la siguiente figura (Bádenas et al 2009) se puede ver la ubicación de los niveles de black shales en la columna sintetica del Jurásico Inferior de Asturias con indicación de los principales ciclos transgresivos y regresivos:
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| Figura nº 32: Columna estratigráfica sintética con indicación de las zonas de ammonites del Pliensbachiense, de los niveles de black shales y de los ciclos transgresivos-regrasivos de mayor y menor orden. |
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| Figura nº 33: Marga oscura muy bioturbada por condrines. Miembro Santa Mera de la Formacion Rodiles en la Playa de Rodiles (Villaviciosa) |
La unidad litoestratigráfica de interés exploratorio se componen de la repetición cíclica de tres asociaciones de facies principales: la principal es una alternancia rítmica de calizas y margas con un contenido orgánico moderado y una asociación fosilífera compuesta por ammonites y belemnites con faunas bentónicas y epibentonicas (braquiópodos, bivalvos y foraminíferos calcáreos) con esporádicos episodios de debris bioclásticos de equinodermos y pelecípodos.
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| Figura nº 34 : Ritmita margas negras y calizas grises laminadas en la Playa de Serín (Gijón). |
La segunda asociación, incluida en esta primera, esta formada por lutitas laminadas, pizarras negras (black shales) y margas orgánicas poco bioturbadas con una fauna necto-planctonica de cefalópodos con algunos bivalvos. Las black shales están formadas por alternancias de laminas 30-45 micras de materia orgánica y de minerales de carbonato, cuarzo, feldespato y micas (illita).
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| Figura nº 35: Nivel de black shales con un gran contenido en fósiles de bivalvos (braquiopodos) y belemnites (Tazones) |
La tercera asociación de facies esta formada por una alternancia de calizas biclásticas muy bioturbadas y margas no orgánicas con una abundante contenido fosilífero (cefalópodos, bivalvos, equinodermos, gasterópodos, foraminíferos,...) con frecuentes niveles de acumulación de belemnites con base erosiva.
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| Figura nº 36: nivel de black shales con un gran contenido en rostros de belemnites (Playa de Vega). |
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| Figura nº 37 : Black shales en el Jurásico de Asturias. |
Estas facies se agrupan en secuencias de distintos ordenes dentro del ciclo mayor Transgresivo-Regresivo que caracteriza el Lías europeo. Los episodios de black shales se asocian a periodos de inundación y mínima aportación de carbonato de la plataforma a la cuenca acaecidos en tres ciclos transgresivos-regresivos menores durante el Carixiense (Pliensbachiense inferior), Domeriense (Pliensbachiense Superior) y Toarciense. En la figura de la derecha se puede ver la distribución estratigrafica de las black shales en el Jurásico de Asturias.
Por el tipo de fauna, la abundancia de materia orgánica y la limitada bioturbación, así como la concentración de pirita temprana en las black shales se piensa en su deposito en un medio deficiente en oxigeno. Por el contrario el alto contenido en fauna bentónicas y en la bioturbación en las otras dos asociaciones indica que se depositaron en medio óxicos.
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| Figura nº 38 : Nodulo de pirita en black shales. Son bastante comunes pero la pirita tmbien aparece reemplazando conchas de bivalvos y cefalopodos y en vetas de origen tectónico (fallas y diaclasas) |
El contenido en carbono en las facies orgánicas es paralelo al contenido arcilloso y el máximo coincide con los episodio de black shales que presentan el mínimo contenido en carbonato (2–12 %) y un TOC del 2 al 6%, un valor afectado por el consumo de materia orgánica durante los procesos diagenéticos.
La materia orgánica de las black shales es de carácter marino, rica en hidrogeno y enterrada en periodos transgresivos en un medio sedimentario arcilloso en un mar tranquilo con sus aguas estratificadas en condiciones de salinidad normal y con poco oxigeno disuelto (Mar Boreal). La temperatura del agua del mar seria de 18ºC en el Pliensbachiense con un fuerte calentamiento en el Toarciense Inferior llegándose a los 26ºC, para sufrir un brusco enfriamiento durante el Domeriense llegando a las mínimas del Lías 14ºC en la Zona Spinatum.
El potencial generador de hidrocarburos de las black shales es bajo y prácticamente nulo en las alternancias caliza-marga. Las facies orgánicas han alcanzado suficiente enterramiento y temperatura para convertirse en petróleo y gas en numerosas áreas de la región. Debido a su enterramiento diferencial la madurez de las facies es muy variable, con cambios radicales en cortas distancias. Así en la Cuenca Asturiana las facies orgánicas están inmaduras por su escaso enterramiento y por lo tanto el poco calentamiento que han tenido. Además hay otro factor limitante en este sistema petrolero Liásico y es la escasa conectividad entre la roca madre madura y las trampas dadas las escasas propiedades de las rocas jurásicas como vías de migración.
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| Figura nº 39: Molde de un braquiopodo formando una pequeña geoda rellena de petróleo. Se ha generado un halo de contaminación por aceite alrededor del fósil. |
Como se ha descrito anteriormente las facies orgánicas de la Formación Rodiles superan los 100 metros totales de espesor, con 25-30 metros de “black shales” en los dominios subsidentes jurásicos que presentan contenidos en carbono orgánico que exceden ampliamente el umbral del 2% en peso de TOC, el generalmente asumido para proyectos comerciales. Con respecto al nivel de madurez, generalmente se asume un 80% de Razón de Transformación, correspondiente a niveles de madurez de la ventana tardía de petróleo y transición a la ventana de gas, como el umbral necesario para el desarrollo de los proyectos más rentables. Este umbral ha sido claramente sobrepasado en amplias áreas subsidentes de la Cuenca Vascocantábrica donde se estima la localización de las zonas más prometedoras. Los cálculos volumétricos preliminares realizados siguiendo la metodología propuesta por Javier et al. (2007) encajan dentro del rango de valores para los proyectos exitosos en EEUU (S. Quesada, 2010).
En la Plataforma continental asturiana se viene realizando un labor de investigación petrolífera buscando posibles yacimientos de hidrocarburos (petróleo o gas) rentables. Esta labor iniciada en los años 70, y que continua en la actualidad, tubo su momento álgido en la década de 1975 a 1985 en la que se realizaron numerosas campañas de investigación sísmica (25 perfiles) y un total de 20 sondeos de investigación con una longitud total de 50 kilómetros (sondeos Mar Cantábricos, Galicia y Asturias).
La Plataforma Continental Asturiana esta ocupada por una cuenca sedimentaria mesozoica asimétrica con un espesor máximo de 5.000 metros cerca de la costa que pierde potencia hacia el Norte (Banco de Danois) donde el basamento paleozoico esta muy cerca de la superficie. Las rocas generadoras de petróleo (madre) corresponden a las "black shales" de la Formación Rodiles con mas de un 4% de carbono orgánico mientras que las rocas almacén serian las arenas del Cretácico Superior (Santoniense) con porosidades de hasta el 25%, las calizas y calcarenitas del Cretácico Inferior (Facies Weald y Purbeck), el conglomerado básal terciario (Paleoceno) y las formaciones Rodiles, Tereñes y Lastres del Jurásico. El petróleo estaría confinado en estas rocas a favor de "trampas" principalmente en pliegues anticlinales de dirección E-W.
LA RITMITA JURASICA:
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| Figura nº 39 b: Sondeos de investigación petrolífera en la Plataforma Continental Asturiana (in Gutierrez-Claverol & Gallastegi (2002) . |
La Plataforma Continental Asturiana esta ocupada por una cuenca sedimentaria mesozoica asimétrica con un espesor máximo de 5.000 metros cerca de la costa que pierde potencia hacia el Norte (Banco de Danois) donde el basamento paleozoico esta muy cerca de la superficie. Las rocas generadoras de petróleo (madre) corresponden a las "black shales" de la Formación Rodiles con mas de un 4% de carbono orgánico mientras que las rocas almacén serian las arenas del Cretácico Superior (Santoniense) con porosidades de hasta el 25%, las calizas y calcarenitas del Cretácico Inferior (Facies Weald y Purbeck), el conglomerado básal terciario (Paleoceno) y las formaciones Rodiles, Tereñes y Lastres del Jurásico. El petróleo estaría confinado en estas rocas a favor de "trampas" principalmente en pliegues anticlinales de dirección E-W.
LA RITMITA JURASICA:
ANTECEDENTES.
En 1985 M. Valenzuela et al publicaron un trabajo sobre la ciclicidad en el Lías de Asturias, concretamente en materiales del Sinemuriense Superior incluidos en el Miembro noduloso (Buerres) de la Formación Rodiles. Estos autores describen una sucesión de ciclos de espesor decimétrico con tres litofacies diferentes que se disponen en secuencias de ralentización que pueden terminar en una superficie de omisión o un hard ground.
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| Figura nº 40: Ciclos del Sinemuriense Superior (M. Valenzuelaet al (1985). |
Un trabajo clásico sobre la ritmita de la Formación Rodiles es el publicado en 1989 por M. Valenzuela et al. En este trabajo se adscribe el Liásico de Asturias a un medio de rampa carbonatada, dominada por tempestades y de fondo irregular, inclinada al Norte donde en ese momento empezaba a abrirse el Golfo de Vizcaya. Esta rampa se inestibiliza en el Aaleniense–Bajociense Inferior (movimientos Neokimmericos) acentuándose la irregularidad del fondo. Los sedimentos se disponen transgresivamente desde facies proximales a distales superponiéndose unos a otros y la ciclicidad de la ritmita margo-calcárea es de escala decimétrica a decamétrica y esta formada por semiciclos de ralentización y somerización (Miembro Buerres). En este trabajo se describen unos semiciclos menores de 0,50 a 3 m de espesor controlados por la energía disponible en el medio de sedimentación con tempestitas y hardgrounds a techo de los ciclos. Los semiciclos mayores (de varios metros a decámetros) están mas desarrollados en el Miembro Santa Mera y se depositaron a mayor profundidad que los del Miembro Buerres. Están formados por alternancias de margas y calizas grises oscuras que van pasando a alternancias de calizas y margas menos oscuras y con mayor contenido en bioclástos y fauna entera. Las calizas (mudstone a packstone) con un contenido en carbonato cálcico entre el 70 y el 90% presentan un aspecto noduloso u ondulante y frecuentes amalgamaciones erosivas.
En Asturias al igual que en la Cordillera Ibérica y en general en toda Europa se detecta la existencia de dos grandes semiciclos de somerización y ralentización que culminan en el techo del Carixiense y en el del Domeriense, en ambos casos se observa una disminución de la tasa de sedimentación y un aumento de los procesos erosivos, aumentado también la relación caliza/marga y el contenido en fauna fósil entera o fragmentada. Estos semiciclos mayores se han relacionado con un proceso de abombamiento previo al comienzo de la apertura del Atlántico Norte con la formación de horts y grabens que controlarían la sedimentación. En la siguiente figura se puede observar la interpretación que M. Valenzuela et al (1989) hacen de un semiciclo de somerización y ralentización en un deposito de rampa:
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| Figura nº 40b: Distribución de las distintas facies en la Formacion Rodiles (M. Valenzuela et al 1989). |
Dentro de estos semiciclos mayores y menores hay multiples microsecuencias granodecrecientes con espesores de centimétricos a decimétricos que se acumularon en el fondo de la rampa durante periodos de alta energía (tempestades) seguidos de periodos de calma causados por cambios cíclicos o periódicos de distintos orígenes como los cambios en los parámetros orbitales (ciclos de Milankovich).
Las alternancias caliza-marga son debidas al contenido en carbonato en el sedimento que a su vez depende directamente del clima. Cuando el contenido en carbonato esta por encima del “limite de meteorización” (70-90% CO3Ca) se forman capas de calizas y si esta por debajo se generan capas de margas. También hay un control debido a la profundidad de la sedimentación, así por debajo de la “línea de compensación de carbonatos (PCC)” (3.000-5.000 mbnm) no se produce la formación de carbonato cálcico
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| Figura nº 41: Posición de la Lysoclina y de la Linea de Compensación de Carbonatos (LCC) |
Según estos autores en las ritmitas del Jurásico de Asturias los limites actuales de los estratos de calizas coinciden con las de las secuencias deposicionales, aumentando la relación caliza-marga hacia zonas mas someras de la rampa con menor tasa de acumulación de sedimentos y disminuyendo esta relación hacia zonas mas profundas de la rampa con mayor tasa de sedimentación. Valenzuela et al consideran que los intervalos rítmicos tanto planoparalelos como nodulosos están controlados por cambios e irregularidades en el sedimento que fueron afectados en diferente grado por procesos diagéneticos. Así las ritmitas margo-calcáreas de baja relación caliza/marga se forman cuando estos cambios están formados por una sucesión de descargas de sedimento (eventos tempestíticos distales) que originan estratos continuos delgados y de base erosiva plana, separados por largos periodos de acumulación pelágica o hemipelágica se forman en áreas medias o distales de la rampa. En zonas mas someras de la rampa se forman ritmitas en las que la relación caliza/marga es intermedia o alta y en las que abundan las estructuras nodulosas u ondulantes. Hacia zonas mas profundas de la rampa las capas de caliza van desapareciendo gradualmente apareciendo los intervalos de black shales que también pueden formarse en zonas mas someras por la acumulación de sedimentos lutítico margosos ricos en materia orgánica en depresiones locales semicerradas tectónicamente y con una deficiente comunicación con el mar abierto.
En la siguiente fotografía se puede observar una acumulación de braquiópodos (lumaquela) en el contacto entre una caliza y una marga indicativa de un periodo de no sedimentación entre dos ciclos. Valenzuela et al 1986 los interpretan como un enterramiento catastrófico en capas de tormenta fangosas depositadas rápidamente por lo que se encuentran in situ o desplazados muy poca distancia.
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| Figura nº 42: Nivel de acumulación de braquiopodos en el techo de un estrato de calizas (Miembro Santa Mera de la Formación Rodiles en la Playa de Peñarrubia (Gijon). |
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| Figura nº 43: Belemnite aplastado (Tazones) |
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| Figura nº 44: Pecten aplastado en un estrato de margas negras. |
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| Figura nº 45: Veta subhotizontal de calcita blanca dentro de un estrato de margas. Este tipo de vetas son muy frecuentes en la ritmita y tienen una difícil explicación tectónica. |
En la estratificación rítmica de este tipo de series sedimentarias influirían la estratificación inicial primaria, la estratificación por causas diagéneticas tempranas o tardías (enterramiento) y la estratificación meteórica en el afloramiento.
Según García Ramos et al el contenido en CO3Ca de los estratos calcáreos de la ritmita oscila entre el 70 y el 92% y la textura de los estratos seria de mudstone a packstone. Las margas de color gris a negras, pueden alcanzar espesores superiores al metro, sobre todo en los intervalos de black shales, y a menudo se subdividen en varios niveles con acumulaciones de bioclastos y fauna paraautóctona.
Estos autores identifican un ciclo somerizante, reconocible en todo el W y NW de Europa, en la parte alta de la sucesión rítmica en la Playa de Vega con abundantes belemnites y grandes pectinidos que indican un aumento del grado de oxigenación del fondo en un proceso debido a un abombamiento previo a la apertura del sector central del Atlántico. Se produjo un enfriamiento de las aguas que pudo estar asociado a una glaciación en latitudes altas. Este nivel se puede reconocer a lo largo de toda la costa desde Gijón a Lastres.
B. Bádenas et al describieron los ciclos de somerización del Sinemuriense Superior (Miembro Santa Mera) formados por una sucesión de 30 m de espesor de calizas margosas con intercalaciones de margas depositadas en una plataforma marina y organizadas en ciclos de espesor métrico o decimétrico limitadas por hardgrounds.
J.C. García-Ramos et al publicaron en 2010 un estudio sobre la ciclicidad a escala milenaria de la ritmita del Miembro Santa Mera de la Formación Rodiles considerando que esta sucesión carbonatada se deposito en un medio marino epicontinental de fondo irregular con surcos y umbrales controlados por los movimientos de antiguas fracturas variscas en un contexto general de subsidencia térmica en un surco intraplataforma que se hunde hacia el Este entre dos periodos de rifting acaecidos en el Triásico y Jurásico Superior. Consideran que la sedimentación se realizo en una rampa dominada por tempestades y por debajo del nivel del oleaje en periodos de buen tiempo.
Estos autores identifican ciclos sedimentarios elementales de espesor decimétrico formados por un término bioclástico de base erosiva (tempestita), un termino de margas oscuras (black shales) laminadas depositadas durante periodos de mar en calma y un termino carbonatado de color gris mas claro e intensamente bioturbado que se depositaria en periodos de baja sedimentación en un medio con carácter hemipelágico.
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| Figura nº 46: Ritmita laminada en el Miembro Santa Mera de la Formacion Rodiles la Playa de Serín (Gijón) |
Estos mismos autores consideran que el termino superior de calizas bioturbadas se depositaron en un momento de clima árido mientras que los términos laminados mas margosos corresponderían a climas mas cálidos y húmedos con frecuentes precipitaciones y mayor aporte de terrígenos y materia orgánica vegetal a la cuenca. El incremento de temperatura asociado a los depósitos de black shales se confirma con los estudios de los isotopos de C y O de rostros de belemnites. Por el contrario los términos bioclásticos y hemipelágicos bioturbados debieron sedimentarse en condiciones de aridez, con temperaturas mas bajas y con una mínima dilución de terrígenos finos de origen continental con una mayor producción de carbonato y un mayor aporte de bioclastos carbonatados al termino inferior.
Teniendo en cuenta la latitud relativamente baja a la que se encontraba la cuenca jurásica el clima debería corresponder a un régimen monzónico, los niveles de calizas corresponderían a periodos de climas áridos y fríos mientras que los niveles mas margosos (black shales de poco espesor) corresponderían a periodos de climas más cálidos y húmedos en un sistema monzónico, tal como se puede ver en la siguiente figura tomada de un trabajo sobre la rítmica de Sopelana:
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| Figura nº 47: Ambientes de sedimentación de los pares calizas/margas en Sopelana (Martinez 2014). |
Estudios realizados en un tramo con un registro sedimentario completo y en el que se pudo determinar la existencia de 39 ciclos elementales y 21 pares litológicos caliza-marga. Se determino, mediante datación con ammonites, que este tramo abarca un intervalo temporal de 1,15 Ma con una recurrencia de cada ciclo de 9.829 años (¿) o posiblemente menor. El mismo calculo para los pares caliza/marga permite a estos autores determinar una estos ciclos una periodicidad comprendida entre los 18.253 y los 21.277 años lo que se aproxima al Ciclo de Precesión orbital de Milankovich.
Algunos de los estratos calizos se acuñan lateralmente lo que ocasiona variaciones laterales en el numero de ciclos caliza-marga según el punto donde se levante la columna estratigráfica. Algunas de estas capas de calizas lenticulares con extensiones que van desde los pocos centímetros (nódulos lenticulares) a decenas de metros presentan forma de “scours” erosivos rellenos de material bioclástico tal como se muestra en la siguiente fotografía :
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| Figura nº 48 Acuñamiento de una caliza formada por un scour relleno de rinchonellas (Playa de Peñarrubia; Gijón). |
Los cuerpos lenticulares de base convexa y techo plano estarían formados por canales erosivos (scours) mientras que los que presentan formas biconvexas pueden tener un origen diagenético.
Otro trabajo sobre la influencia de las variaciones climáticas de origen astronómico sobre la sedimentación en los medio marinos profundos fue en realizado por N. Martínez (2014) en el Eoceno de Sopelana (Vizcaya). Exceptuando las zonas cercanas a la plataforma, donde pueden predominar resedimentaciones por flujos gravitacionales (turbiditas), las secuencias hemipelágicas de fondo marino, están compuestas principalmente por alternancias de calizas y margas (Boulila et al., 2010a). Estas alternancias carbonatadas se encuentran en rocas sedimentarias, compuestas por materiales depositados en fondos marinos desde el Cámbrico hasta la actualidad. En estas sucesiones cada pareja de marga-caliza forman un ciclo simple y repetitivo (Schwarzacher, 1993) que se puede formar por diferentes mecanismos tales como la variación en productividad biológica, cambios en el flujo de origen continental, variación del nivel de compensación del carbonato (CCD) o por influencia de la diagénesis (Einsele Rickens, 1991). Exceptuando el origen diagenético, los demás procesos de formación están estrechamente relacionados con las condiciones ambientales del momento de sedimentación. Las perturbaciones tectónicas, como los movimientos de fallas colindantes o hundimiento de bloques pueden influir en las condiciones del medio sedimentario y afectar a los diferentes procesos de sedimentación hemipelágica marina. Afortunadamente, este tipo de eventos se pueden reconocer fácilmente ya que aparecen como sucesos aislados y sin una periodicidad homogénea, equivalente a la que muestran los depósitos de procesos relacionados con los cambios orbitales terrestres.
En este trabajo se analiza la ciclidad de materiales depositados a una profundidad aproximada de 1500 metros en un clima cálido y monzónico. Un completo estudio geoquímico y sedimentológico de un ciclo compuesto de 5 pares caliza-marga confirmo el origen astronómico de las ciclicidades. En la siguiente figura se puede ver una sucesión rítmica y muy monótona de pares caliza/marga que abarcan un periodo de 20.000 años (ciclo de precesión de Milankovitch) y como cada 5 pares caliza/marga se agrupan según los ciclos de excentricidad:
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| Figura nº 49: La influencia de los ciclos astronómicos de Milankovitch en la sedimentación de secuencias rítmicas. |
CICLOESTRATIGRAFIA:
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| Figura nº 50: Ritmita en Tazones (Villaviciosa) |
De origen primario son los ciclos que se relacionan con procesos autocíclicos o alocíclicos. Estos procesos autocíclicos son los que tienen lugar dentro de la propia cuenca sedimentaria como las tempestitas o turbiditas de ámbito no periódico. Los procesos alocíclicos son los que no están directamente relacionados con la cuenca sedimentaria como los cambios climáticos, los movimientos tectónicos y las variaciones eustáticas. De origen secundario son los ciclos debidos a la redistribución del carbonato en una serie inicialmente homogénea, como los procesos de disolución-precipitación del carbonato en las capas calcáreas y la compactación diferencial en los estratos mas arcillosos.
Muchos investigadores consideran que estos ciclos están originados por variaciones climáticas debidas a cambios en los parámetros orbitales. Las variaciones en los parámetros orbitales fueron estudiadas y definidas por Milankovitch por lo que se les conoce como “Ciclos de Milankovich” y son originadas por las interacciones de los patrones orbitales del sistema Sol-Luna-Tierra estas variaciones afectan a la cantidad de energía solar que alcanza la superficie de la Tierra (insolación) y a su distribución temporal (estacional). Milankovich definió tres ciclos que se combinan entre si dando lugar a una compleja curva de insolación:
1)Precesión de los equinoccios: reconocido por primera vez por el griego Hipparchus en el año 129 dc, este ciclo se debe a los efectos combinados de la atracción solar y lunar sobre la Tierra y concretamente sobre su eje de rotación produciendo un baboleo en el mismo y por lo tanto influyendo en la cantidad de insolación y en los cambios estacionales (invierno-verano). El periodo absoluto de este ciclo es de 26.000 años con valores comprendido entre 14 a 28 ka y valores mas frecuentes de 19.000 a 23.000 años
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| Figura nº 51: Principales Ciclos de Milankovich |
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| Figura nº 52: Ejemplo de ciclo de Precesión en el Flysch Paleoceno de Zumaia. |
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| Figura nº 53: Ciclos de Precesión en pares calizas-margas (Flysch Zumaia) |
3) La Excentricidad de la órbita terrestre: las variaciones en la orbita terrestre (con un máximo mas elíptico y un mínimo mas circular) determinan la cantidad de energía recibida por la Tierra desde el Sol (inversamente proporcional a la distancia entre ambos cuerpos) y presenta un periodo medio de 100.000 años (entre 99 y 123 Ka) además de otros mas amplios de 400 Ka, 1300 Ka y 2 Ma todos ellos reconocibles en los registros sedimentarios.
Algunos de los factores que pueden verse afectados por los cambios orbitales son; la cantidad de hielo en los polos, el contenido en CO2 atmosférico , cambios en los sistemas monzónicos, cambios en la circulación oceánica y en la intensidad de los “upwelling” o ascenso de las masas de agua profundas hacia la superficie en zonas de plataforma continental.
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| Figura nº 54: Ejemplo de Ciclos de Excentricidad: agrupamientos de estratos en el Flysch de Zumaia. |
Algunos de los factores que pueden verse afectados por los cambios orbitales son; la cantidad de hielo en los polos, el contenido en CO2 atmosférico , cambios en los sistemas monzónicos, cambios en la circulación oceánica y en la intensidad de los “upwelling” o ascenso de las masas de agua profundas hacia la superficie en zonas de plataforma continental.
Dentro de la estratigrafía, la cicloestratigrafía se encarga de identificar estos “ciclos” que son comportamientos que se repiten regularmente en el tiempo debidos a:
1.- Cambios periódicos (cíclicos) en las características sedimentarias (litológicas, geométricas, paleontológicas,...)
2.- Cambios periódicos (cíclicos) en las propiedades físicas o químicas de los sedimentos (% carbonato, composición isótopos, ....).
Estos ciclos se repiten regularmente en una fracción de tiempo que puede variar desde un año cósmico de 220-250 M.a. a ciclos de calendario (por ej. mareas o estaciones). En la banda intermedia de este amplio espectro temporal de encuentran los ciclos asociados a variaciones orbitales. En base a estos ciclos y a sus variaciones durante el Periodo Cuaternario se ha establecido la Teoría Astronómica del Cambio Climático (o Teoría de Milankovich) en la que se reconocía que las glaciaciones cuaternarias eran debidas no a la formación de una gran cantidad de hielo en los casquetes polares sino a una menor fusión del mismo como consecuencia de una menor insolación favorecida por una situación concreta en la disposición de los tres componentes de la Banda de Milankovich. Este descubrimiento relaciono los ciclos orbitales con la insolación y los grandes cambios climáticos.
Además de las variaciones para el periodo cuaternario se han calculado las variaciones de la periodicidad de los parámetros orbitales para los últimos 500 Ma y se ha deducido que la amplitud temporal de la periodicidad no ha sido la misma a lo largo del tiempo sino que sufre variaciones debidas a causas no orbitales, son conocidas las variaciones que hay entre el Cuaternario y el Plioceno pero las que acaecieron hace decenas de millones de años son mas difíciles de conocer por ello se esta construyendo la Escala del Tiempo Astronómico asociada a la Escala del Tiempo Geológico lo que permite delimitar unidades cronoestratigráficas con duraciones de 0,02 a 0,4 Ma.
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| Figura nº 55: Variaciones en la duración de los ciclos. |
En la figura de la derecha (Hinnov & Hilgren, 2012) se puede ver un gráfico con los cambios en los periodos de los ciclos orbitales de oblicuidad y precesión de los equinoccios en los últimos 250 millones de años, siendo mayores los cambios en el primero. Sin embargo el ciclo de excentricidad de 410 ka apenas se ha modificado en los últimos 250 Ma por lo que se ha propuesto utilizar este ciclo para una escala de referencia de los Tiempos Astronómicos: el Metrónomo de 405 ka que será muy útil en el registro cronológico del Mesozoico
En ambientes marinos someros el principal control de la sedimentación de carbonatos son los cambios en el nivel de mar pero en los medidos marinos mas profundos (pelágicos o hemipelágicos) la formación de los ritmos caliza-marga son debidas a variaciones en la productividad orgánica, el aporte de arcillas y la profundidad del nivel de compensación del carbonato. Los ciclos caliza/marga se forman cuando en un medio pelágico, con un aporte continuo de arcilla terrígena, se incrementa periódicamente la productividad carbonática orgánica de manera que la fracción carbonatada puede precipitar y originar capas de caliza o hemiciclos carbonáticos que se van alternando con margas o hemiciclos pelíticos.
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| Figura nº 56: Formacion pares caliza/marga. |
En mares epicontinentales, ambientes de plataforma distal o rampas carbonatadas cambios ambientales extremos pueden alterar la productividad carbonática y también, a través de variaciones en los procesos fluviales o eólicos, en la cantidad de aportes clásticos. Un mayor aporte de terrígenos frente a una tasa uniforme de producción de carbonato favorecería la dilución terrígena.
En la siguiente figura se puede ver una relación esquemática de sucesiónes estratigráficas según domine la productividad de carbonatos o la dilución clástica. La ritmita caliza/marga se formaría en el caso intermedio en el que se combinan la productividad con la dilución:
Los ciclos de disolución de carbonato están originados en ambientes cuya profundidad esta comprendida entre la lisoclina y la de compensación de carbonatos. La tasa de producción plactónica de carbonato es muy baja del orden de los 5 a los 30 m por millón de años.
Los ambientes mas propicios para el desarrollo de los pares caliza-marga son aquellos de bajo aporte terrígeno y situados por debajo de las profundidad de las olas de tormentas. En la siguiente figura (J. Val & B. Bádenas, 2014) se puede ver un esquema de una rampa carbonatada donde se puede producir la sedimentación de rítmitas:
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Estos ambientes son:
a) Plataforma y rampa carbonatada externa distal en mares epicontinentales. En estos ambientes sedimentarios los fangos carbonatados pelágicos o de plataforma tienden a ser diluidos por un mayor aporte de terrígenos por lo que las sucesiones suelen ser de pelitas-margas con pares de estratos mas potentes.
b) Zona marginal profunda del oceáno, plataformas oceánicas profundas. En estos ambientes sedimentarios situados por encima de la lisoclina el principal control la tasa de productividad carbonática, tienen muy poco aporte terrígeno y por tanto los ritmos están muy poco afectados por dilución de los carbonatos o dilución clástica siendo ambientes muy favorables para el desarrollo de ritmos caliza-marga.
c) Zonas de mares profundos.En estas zonas con el fondo entre la lisoclina y la profundidad de compensación de carbonatos el principal factor que controla el desarrollo de los ritmos son las oscilaciones en la lisoclina con grandes variaciones en el contenido en carbonatos entre capas consecutivas.
En la siguiente figura se puede ver como variaciones en la línea de compensación de carbonatos (PCC) pueden ocasionar variaciones cíclicas y rítmicas en la precipitación de los carbonatos.
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| Figura nº 57: Variaciones en la linea de compensación de carbonatos en la formación de pares caliza/marga. |
Regla de Sander: “la ciclicidad en el espacio (representado por el espesor estratigráfico) indica ciclicidad en el tiempo, pero la ausencia de ciclicidad en el espacio no indica ausencia de ciclicidad en el tiempo” (Schwarzacher, 1975, p. 288).
Una manera de confirmar la influencia orbital en la estratificación hemipelágica es la inclusión de los pares de caliza-marga, que se relacionan con los ciclos precesionales (21 k.a.), en agrupamientos mayores, por ejemplo de cinco pares, relacionado con los ciclos de excentricidad (100 k.a.).
LA SEDIMENTACION RITMICA EN EL MIEMBRO SANTA MERA:
Los cambios climáticos vienen marcados por cambios tangibles en la temperatura, la lluvia, los vientos, la estacionalidad y por ello en el balance hídrico lo que acarrea cambios en el agua de los océanos (nivel del mar, su temperatura, su quimismo, sus movimientos y la actividad biológica en los mismos). Todos estos cambios quedan registrados en los sedimentos y el principal problema es reconocerlos, para ellos es necesario conocer la cronoestratigrafía de los sedimentos lo cual nos daría una primera aproximación de la duración de los ciclos dividiendo el numero de años del intervalo temporal por número de ellos que hay en el mismo. Un caso seria el descrito por J.C. García-Ramos et al de una ritmita formada por 95 ciclos caliza-marga que abarca el Bajociense (2 Ma), en la este caso una simple división nos permite determinar que hay un periodo medio dominante de 22.000 años (21-23 ka).
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| Figura nº 58: Par caliza/marga (Rodiles) |
En la fotografía de la derecha se puede ver un par caliza-marga formado por un estrato (hemiciclo) calcáreo con fósiles de bivalvos (moldes y pestañas) y encima un estrato (hemiciclo) de margas grises con una acumulación de conchas a muro y una intensa bioturbación a techo. El contacto con la caliza del par siguiente es brusco mediante una superficie neta y ondulante.
En la siguiente fotografía se puede ver ciclos de precesión marcados por una sucesión continua de pares caliza-marga en la ritmita del Miembro Santa Mera de la Formación Rodiles en su localidad tipo, la Playa de Rodiles (Villaviciosa).
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| Figura nº 59: Sucesión rítmica de pares caliza/marga en el Miembro Santa Mera en Rodiles (Villaviciosa). |
También es necesario identificar los “ciclos” superpuestos en el registro estratigráfico. Aplicando el mismo caso de la ritmita bajociense se comprueba que cada ciclo de 21 ka se puede agrupar en 5 pares caliza-marga luego cada uno de estos grupos abarcaría un periodo de 100 ka En la siguiente fotografía correspondiente a la parte baja de la Ritmita del Miembro Santa Mera o parte superior del Miembro Buerres se puede ver grupos de 5 pares de caliza-marga bastante bien marcados (semiciclos menores de ralentización según Valenzuela 1989).
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| Figura nº 60: Ciclos de excentricidad en la ritmita de la Formacion Rodiles (Playa de Rodiles; Villaviciosa). |
Además de en las ritmitas estas variaciones periódicas también se han podido comprobar químicamente midiendo los isotopos del oxigeno en los caparazones de los fósiles donde se han determinado los ciclos de 41.000 años (oblicuidad), de 21.000 años (precesión) y de 100.000 años (excentricidad) en series sedimentarias oceánicas.
En los medios marinos profundos la sedimentación por decantación es continua y homogénea durante largos periodos de tiempo y los cambios periódicos en las características sedimentarias y geoquímicas de los materiales pelágicos suelen estar frecuentemente asociados a variaciones ambientales inducidas por fluctuaciones en los parámetros orbitales terrestres (ciclos de Milankovitch de precesión, oblicuidad y excentricidad), los cuales se manifiestan como cambios climáticos producidos por variaciones en la insolación incidente sobre la capa más externa de la atmósfera (Schwarzacher, 1993; Sloan & Huber, 2001; Boulila et al., 2010a).
En el Jurásico de Asturias la ciclicidad no aparece solo aparece en la Formacion Rodiles (Miembros Buerres y Santa Mera) sino que también esta presente en la Formación Gijón en forma de agrupamiento de estratos decimetricos en secuencias métricas formadas por lo que parecen ser grupos de 5 estratos aunque las frecuentes amalgamaciones dificultan discernir los sucesivos agrupamientos.
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| Figura nº 61: Ciclos de excentricidad marcados por agrupamientos de 5 estratos de calizas dolomíticas en la Formación Gijón en la Playa de Rodiles (Villaviciosa). |
La ritmita del Jurásico Inferior de Asturias (Sinemuriense - Pliensbachiense -Toarciense) muy bien expuesta en distintos puntos de la Costa Asturiana, es un magnifico ejemplo de una sedimentación cíclica con un control astronómico. En diferentes lugares (Playa de Vega, Playa de Rodiles,....) donde la serie estratigráfia es mas completa y presenta pocas interrupciones, es posible distinguir ciclos elementales de muy corta duración (10.000 años), ciclos de precesión de 20.000 años de duración que generan pares calizas/margas, agrupamientos de 5 pares caliza/marga en ciclos de excentricidad de 100.000 años de duración. Ademas en la parte alta de la secuencia rítmica aumenta el contenido en margas y el aporte de materia orgánica a la cuenca de sedimentación con la formación de episodios de margas o lutitas negras ("black shales") que corresponden a rocas madre de hidrocarburos.
