RESUMEN:
La mayor infraestructura ferroviaria de España con uno de los túneles bitubo mas largos de Europa (24,648 Kilómetros de longitud), es la conocida como “Variante del Pajares” una obra realizada para permitir el paso de un ferrocarril de alta velocidad (AVE) por debajo de la Cordillera Cantábrica y de esta manera terminar con el secular aislamiento ferroviario de Asturias con el resto de la Península.
La obra comenzó en el año 2005 y a día de hoy (2020) no hay una fecha clara de finalización. Las causas de este desmesurado retraso son de índole geológica (geotécnica e hidrogeológica) y debidas a la complejidad geológica de un trazado el mas corto pero no el más idóneo, del que además se tenia un muy escaso conocimiento hidrogeológico.
El estado actual es que los túneles están calados y prácticamente terminados a falta de las instalaciones ferroviarias que no se pueden montar por los problemas de las filtraciones que presentan las galerías principales y auxiliares y que generan un caudal continuo de 350 a 500 l/sg, con picos de 1.000 l/sg, que se evacua por su boca septentrional. A esto hay que unir las demandas presentadas por personas y organismos afectados por el drenaje de esta gran cantidad de recursos hídricos (12 Hm3/año) que se transvasan de una zona árida (León) a una zona húmeda (Asturias), fuga de recursos que esta provocando desabastecimientos a poblaciones y problemas ecológicos ademas de una merma de recursos a la Cuenca Hidrográfica del Duero.
La Variante del Pajares discurre por una geología muy compleja con formaciones que abarcan todo el espectro de edades geológicas, desde el Precámbrico al Cuaternario, con litologías muy variadas que abarcan toda la gama de rocas sedimentarias desde detrítico clásticas de grano grueso a construcciones arrecifales carbonatadas. En menor cantidad se encuentran rocas ígneas (volcánicas y subvolcánicas) y rocas metamórficas (filitas precámbricas).
Todo este conjunto litológico se encuentra muy tectonizado al haber sufrido tres orogenias diferentes: la orogenia cadomiense (Proterozoico terminal) que afecta solamente a los materiales precámbricos, la orogenia varisca o hercínica (del Devónico terminal al Pérmico Medio durante la colisión de Laurasia con Gondwana) y la orogenia alpina (del Oligoceno al Mioceno). Las principales estructuras tectónicas se formaron durante la orogenia hercínica, a finales del Carbonífero, y corresponden a grandes mantos de corrimiento, escamas, cabalgamientos, fallas y pliegues algunos de tamaño decakilométrico y otros más pequeños. Estas estructuras fueron reactivadas durante la orogenia alpina momento en que se produjo un apretamiento de los pliegues variscos y una verticalización de los cabalgamientos preexistentes.
Los túneles de la Variante del Pajares atraviesan una secuencia de 21 formaciones geológicas, de litología muy variada, afectadas por 12 accidentes tectónicos mayores y decenas de accidentes menores que producen grandes deformaciones y repeticiones de partes la secuencia estratigráfica bien por plegamiento o bien por cabalgamiento. Los túneles han permitido conocer en profundidad algunas de las megaestructruras tectónicas mas complejas de la Cordillera Cantábrica, como el Antiforme del Cuetu Negru del que se tenia poca información y localizar algunas formaciones geológicas desconocidas hasta el momento (diamictitas ordovícicas). Las obras también han permitido conocer la existencia de un sistema acuífero constituido por, al menos, 20 acuíferos individualizados pero posiblemente interconectados, que no estaba definido, ni conocido y mucho menos investigado o evaluados sus recursos que se han revelado cuantiosos.
La solución al problema planteado por las filtraciones del acuífero al túnel se presenta muy difícil y costosa. En el apartado final de esta entrada expongo una propuesta para una posible solución al problema.
La solución al problema planteado por las filtraciones del acuífero al túnel se presenta muy difícil y costosa. En el apartado final de esta entrada expongo una propuesta para una posible solución al problema.
SUMMARY:
The largest railway infrastructure in Spain with one of the longest twin tube tunnels in Europe (24,648 kilometers in length), is known as the "Variante del Pajares", a work carried out to allow the passage of a high-speed railway (AVE) below of the Cantabrian Mountains and thus end the centuries-old railway isolation of Asturias with the rest of the Peninsula.
The work began in 2005 and as of today (2020) there is no clear completion date. The causes of this excessive delay are of a geological nature (geotechnical and hydrogeological) and due to the geological complexity of a short but not ideal route, of which there was also very little hydrogeological knowledge.
The current state is that the tunnels are openwork and practically finished in the absence of the railway facilities that cannot be assembled due to the problems of the leaks presented by the main and auxiliary galleries and which generate a flow of 350 to 500 l / sg that it is evacuated through its northern mouth. To this we must add the demands presented by people and organizations affected by the drainage of this large amount of water resources (12 Hm3 / year) that are transferred from an arid area (León) to a wet area (Asturias), resource leakage which is causing shortages to populations.
The Pajares Variant runs through a very complex geology with formations that cover the entire spectrum of ages, from the Precambrian to the Quaternary, with lithologies, but very varied, including the entire range of sedimentary rocks from detritic clastic grains to carbonate reef constructions. In lesser quantity are igneous rocks (volcanic and subvolcanic) and metamorphic rocks (Precambrian phyllites).
This whole lithological complex is highly tectonized as it has undergone three different orogeny: the Cadomian orogeny (terminal Proterozoic) that affects only Precambrian materials, the Variscan or Hercinic orogeny (from terminal Devonian to Middle Permian during the collision of Laurasia with Gondwana) and alpine orogeny (from the Oligocene to the Miocene). The main tectonic structures were formed during the hercynical orogeny at the end of the Carboniferous and correspond to large landslides, scales, thrusts, faults and folds, some of decakilometric size and others smaller. These structures were reactivated during alpine orogeny at which time there was a tightening of the folds and a verticalization of the pre-existing thrusts.
The Pajares Variant tunnels traverse a sequence of 21 geological formations, of very varied lithology, affected by 12 major tectonic accidents and dozens of minor accidents that produce large deformations and repetitions of parts of the stratigraphic sequence, either by folding or by strapping . The tunnels have allowed in-depth knowledge of some of the most complex tectonic mega-structures in the Cantabrian Mountains, such as the Antiforme del Cuetu Negru about which little information was available and the location of some unknown formations up to now (Ordovician diamictites). The works have also revealed the existence of an aquifer system made up of at least 20 individualized but possibly interconnected aquifers that were not defined, known or much less investigated.
The solution to the problem posed by the leaks from the aquifer to the tunnel is very difficult and expensive. In the final section of this post I present a proposal for a possible solution to the problem.
The solution to the problem posed by the leaks from the aquifer to the tunnel is very difficult and expensive. In the final section of this post I present a proposal for a possible solution to the problem.
ANTECEDENTES
Parecería lógico pensar que para culminar una obra subterránea con garantía de éxito, es imprescindible tener un conocimiento preciso de la geología de la misma. Pues esta lógica no es de uso común en muchas de las obras que se realizan en este país donde la geología cuenta poco a la hora de realizar infraestructuras subterráneas y los estudios geotécnicos que se realizan no suelen ser lo suficientemente profundos o detallados para la envergadura de algunas de estas obras. Las consecuencias de no tener un conocimiento exhaustivo del terreno se suelen pagar de forma inmediata con la aparición de problemas durante la ejecución de las obras y a posteriori con la imposibilidad de aprovechar las infraestructuras por ser inviable su puesta en funcionamiento. Los Túneles de La Variante del Pajares son un ejemplo de todo esto, con unos elevados sobrecostes de ejecución debidos la aparición de sucesivos problemas geológicos (por otra parte previstos en los sucesivos estudios geotécnicos) y un enorme retraso en su puesta en marcha por la imposibilidad de solucionar unos problemas derivados de la poca impermeabilización de los túneles para la ingente afluencia de agua procedente de la gran cantidad de acuíferos atravesados y drenados.
Ya en los primeros estudios geológicos y geotécnicos que se realizaron para la elección del futuro trazado de un ferrocarril de alta velocidad entre León y Asturias (Variante del Pajares) se remarco la extrema complejidad de la geología de la zona por la que se pretendía perforar los túneles y de que se deberían estudiar otras alternativas mas largas pero menos complejas geológicamente. Finalmente se decidió por el trazado mas corto, que si bien representaba un considerable ahorro de kilómetros de túneles, presentaba una geología intrincadísima y una hidrogeología completamente desconocida.
En apartados posteriores detallare las principales características de esta infraestructura, pero antes describiré la geología en la zona en que se realizara la misma y precisamente uno de los mejores lugares para estudiar la geología de la Cordillera Cantábrica esta muy cerca de esta zona por la que se han perforado los túneles. Este lugar es Barrios de Luna que es uno de los sitios de interés geológico mas relevantes de la Península Ibérica por ser uno de los lugares de toda España donde el Paleozoico esta mejor expuesto con una sucesión casi continua de 6.500 metros de espesor que abarca desde el Precámbrico al Carbonífero y además con un fácil acceso lo que la ha convertido en un recurso didáctico de gran importancia.
SITUACION GEOGRÁFICA Y GEOLOGICA:
Geográficamente Barrios de Luna se sitúa en la parte septentrional de la Provincia de León, en la vertiente meridional del Sector Occidental de la Cordillera Cantábrica, una de las Cordilleras alpinas de la Península Ibérica. Geológicamente se ubica dentro del Macizo Ibérico y dentro de este, en la Zona Cantábrica de la Rodilla Astúrica. Mas concretamente, Barrios se sitúa en el sector meridional-occidental de la Zona Cantábrica en la Rama Sur de la Región de Pliegues y Mantos, dentro de la Unidad de Correcilla (ver la siguiente figura) en contacto con los materiales precámbricos que constituyen el Antiforme del Narcea.
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| Figura nº 1: División de la Zona Cantábrica en Unidades. La zona de Barrios de Luna se situaria en la Unidad de Torrecilla la mas meridional en contacto con el Precámbrico del Antiforme del Narcea y los depósitos postorogénicos del Estefaniense y de la Cuenca del Duero |
El zócalo profundo de toda esta zona lo constituyen los afloramientos precámbricos sobre los que se sitúan discordantemente las rocas del Ciclo Varisco (Paleozoico) que esta dividido en:
a) Una sucesión preorogénica, que abarca desde el Cámbrico hasta el Devónico inferior, está constituida por una alternancia de materiales detríticos y carbonatados, depositados en un medio de plataforma marina somera ubicada en un margen continental pasivo. Esta secuencia tiene forma de cuña con adelgazamiento hacia el Este, donde se encontraría situada un área continental generadora de sedimentos.
b) Una sucesión sinorogénica, que abarca la mayor parte del Carbonífero, alcanza grandes espesores y se organiza en una serie de cunas clásticas, que representan el relleno de los surcos frontales de las unidades cabalgantes y que estarían alimentadas por la erosión de la cadena montañosa que se estaba generando en zonas más internas.
c) Una sucesión tardi-postorogénica que está constituida por depósitos continentales discordantes, de edad Estefaniense, generados en cuencas intramontañosas tardi-Variscas y cuyos afloramientos, parcialmente limitados por fallas, aparecen de forma discontinua en diversas áreas de la Cordillera.
Como resumen y desde el Cámbrico hasta el Devónico, en la Zona Cantábrica se desarrollaría una plataforma somera de bajo gradiente, receptora de sedimentos procedentes de un área fuente situada hacia el Este (El Macizo del Ebro). Como resultado de esta situación, la secuencia preorogénica está formada por unidades terrígenas y carbonatadas alternantes, con una gran continuidad lateral de facies.
Hay que considerar que en este lapso temporal (+-300 Ma) la deriva continental (ver figura siguiente) hizo que las condiciones climáticas fueran muy variables oscilando desde un clima subtropical a inicios del Cámbrico tal y como parece señalar la presencia de arqueociatos y algunos grupos de trilobites, a un clima antártico en el Ordovícico Tardío, moviéndose hacia el Norte durante el Devónico hasta alcanzar un clima tropical en el Carbonífero tal como se puede apreciar en la figura nº 2 (tomada de Aramburu 2017). Estas variaciones ocasionan que en la zona de Barrios de Luna encontremos desde depósitos glaciares (diamictitas) a arrecifes coralinos subtropicales y bosques tropicales carboníferos.
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| Figura nº 2: la posición geográfica de la Barrios de Luna desde el Cámbrico Temprano al Cuaternario un viaje de 544 millones de años desde el Polo Sur al Ecuador. |
Sobre este Ciclo Varisco se sitúa discordantemente el Ciclo Alpino (Cobertera mesozoico-cenozoica).
En Barrios de Luna predomina la Secuencia Preorogénica del Ciclo Varisco se caracteriza por sus formaciones de gran continuidad lateral, con cambios laterales poco acusados, debido a su depósito sobre una amplia cuenca de margen pasivo. Dentro de ella, el Paleozoico Inferior está bien representado formando por sucesiones compuestas mayoritariamente por areniscas y pizarras, con una menor proporción de conglomerados, calizas, dolomías y rocas volcánicas.
En Barrios de Luna predomina la Secuencia Preorogénica del Ciclo Varisco se caracteriza por sus formaciones de gran continuidad lateral, con cambios laterales poco acusados, debido a su depósito sobre una amplia cuenca de margen pasivo. Dentro de ella, el Paleozoico Inferior está bien representado formando por sucesiones compuestas mayoritariamente por areniscas y pizarras, con una menor proporción de conglomerados, calizas, dolomías y rocas volcánicas.
Del total de la sucesión del Paleozoico Inferior, la mayor potencia corresponde al Cámbrico y al Ordovícico, estando el Silúrico representado por apenas unos pocos centenares de metros (400). La potencia total de esta sucesión no sobrepasa los 4.500 metros y su naturaleza contrasta con la de las formaciones devónicas que se les superponen, cuyas litologías son en gran parte carbonatadas y también con las del Carbonífero (Estefaniense) que costa de unidades tanto siliciclásticas como carbonatadas, caracterizándose por sus explotaciones mineras de carbón.
En función de su relación con la Orogenia Varisca, esta serie paleozoica puede dividirse en dos conjuntos: Un conjunto Precambrico y un conjunto Paleozoico:
EL PRECAMBRICO (Pizarras del Narcea o Formación Mora):
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| Figura nº 3: Pizarras negras precámbricas. |
Bajo una discordancia angular que se puede ver en todo el Macizo Ibérico aparecen terrenos muy deformados y antiguos: el Precámbrico. Pérez-Estaún y J. Martínez 1978 señalan la presencia de dos tipos de materiales precámbricos: porfiroides y turbiditas que corresponden a litologías variadas como: pizarras o filitas, micaesquistos cuarzofeldespáticos, grauwackas feldespáticas, metarcosas, cuarcitas, porfiroides o neises glandulares, albititas, neises albíticos anfibólicos y cuarzoanfibolitas con un grado de metamorfismo bajo a muy bajo.
Estos materiales aparecen en el núcleo de estructuras hercínicas muy complejas (antiformes) y presentan una deformación anterior al Cámbrico. La mayor parte del Precámbrico del Antiforme del Narcea esta constituido por una alternancia de grauwackas y pelitas en la que predominan estas ultimas. Esto les da a estos terrenos un aspecto eminentemente pizarroso, acentuado por una marcada esquistosidad de flujo (ver las figuras 3 y 4).
Las capas de esta alternancia presentan una disposición rítmica con un gran numero de estructuras sedimentarias: granoclasificación, ripples de corriente, laminación paralela y laminación cruzada, convolutes y huellas de carga junto con pequeños slumps y abundantes clastos blandos, a veces de gran tamaño (10 cmts). También aparecen marcas de corriente: grooves, flutes y otras. Estas estructuras se disponen según el modelo de Bouma para las secuencias turbidíticas negativas en ciclos de 20 centímetros que suelen empezar con laminaciones paralelas. El medio sedimentario propuesto para la estos materiales es el de un abanico submarino concretamente a depósitos de abanico medio a abanico inferior.
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| Figura nº 4: Alternancia de areniscas (grauwackas) y pelitas en facies turbiditica. Formación Mora (La Magdalena) |
Es difícil establecer la estratigrafía del Precámbrico pues, como ya se ha mencionado, la serie precámbrica se encuentra intensamente tectonizada, afectada por una deformación anterior al Cámbrico, la Orogenia Cadomiense y posteriormente afectada por la Orogenia Hercínica que origino en una 1º fase pliegues asimétricos de dirección E-W con esquistosidad de flujo, que fueron afectados en una 2ª fase por una serie de escamas cabalgantes y finalizar en una 3ª fase en la que se formaron pliegues verticales con desarrollo de una esquistosidad de crenulación y king-bands.
El Precámbrico presenta una fuerte basculación con una disposición invertida antes del deposito del Paleozoico, aunque este fuerte plegamiento no origino ni esquistosidad ni metamorfismo propios.
El Precámbrico presenta una fuerte basculación con una disposición invertida antes del deposito del Paleozoico, aunque este fuerte plegamiento no origino ni esquistosidad ni metamorfismo propios.
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| Figura nº 5: Formación Mora (Pizarras del Narcea) fuertemente deformadas con pliegues de chápelas aplastadas, pliegues cilíndricos, pliegues-falla y gran desarrollo de una esquistosidad de plano axial muy marcada en todo el conjunto paro sobre todo en las pizarras. |
La serie Precámbrica en la zona de La Magdalena – Barrios de Luna seria la siguiente (según Pérez-Estaún):
1.- Tramo de Porfiroides con micaesquistos y areniscas.
2.- Tramo esquito-grauwakico. Aparecen como una alternancia rítmica de grauwackas y pelitas formando una secuencia turbidítica distal con algunos episodios proximales con conglomerados en la base. El espesor del tramo seria de 1.500 a 1.700 metros.
3.- Tramo de pizarras. Es muy monótono y uniforme con pocas intercalaciones de areniscas.
En la siguiente imagen se puede ver el aspecto típico de las Pizarras del Narcea: pizarras negras satinadas con deslizamientos flexurales en los planos de estratificación.
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| Figura nº 6: Aspecto que presenta las pizarras negras masivas con superficies satinadas por flexura a favor de los planos de estratificación. |
La presencia de cantos de gran tamaño en las turbiditas distales podría ser indicativa de transporte por icebergs posiblemente originados durante la glaciación del Precámbrico Superior de Europa.
En el campo se observan alternancias de lutitas y limolitas de color verde a gris oscuro, casi negras, con ocasionales intercalaciones de muy poco grosor (mm a cmts) de areniscas de grano fino. Estas facies pizarrosas alternan con areniscas de grano medio a grueso, a veces microconglomeráticas, clasificadas como litarenitas feldespáticas o arcosas líticas con cuarzo, plagioclasas y fragmentos de rocas.
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| Figura nº 7: Repliegues afectando a la secuencia turbiditica de la Formación Mora (Santa Magdalena; León) |
La Formación se considera de edad Neoproterozoico por la presencia, bajo de la discordancia de Irede, de una microfauna con Palaeogomphosphaeria cauriensis y Sphaerocongregus variabilis del Véndico Superior (Ediacárico) y también por las dataciones isotópicas absolutas realizadas en Asturias que la sitúan en el rango de 640-559 Ma (Gutiérrez-Alonso et al 2004).
CONTACTO PRECAMBRICO-CAMBRICO:
En la zona de Barrios de Luna el contacto entre el Precámbrico (Pizarras del Narcea o Formación Luna) y el Cámbrico (Formación La Herrería) se puede ver en varios sitios. El mas famoso de todos es la conocida Discordancia de Irede donde se podría ver con toda claridad este contacto discordante, tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía (IGME):
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| Figura nº 8: La discordancia Precámbrico-Cámbrico en Irede de Luna. |
Este punto ya no es visible por haber sido tapado por el crecimiento de la vegetación, pero hay otro punto de fácil acceso es el que se encuentra en la carretera de La Magdalena a Barrios de Luna, justo en el desvió a Portilla de Luna.
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| Figura nº 9: La discordancia Precámbrico-Cámbrico en la carretera de La Magdalena a Barrios de Luna . La superficie de discordancia de encuentra en donde apoyo el martillo. |
En toda esta zona el Precámbrico adopta una disposición anticlinal y a lo largo de todo su flanco septentrional la discordancia es clara y el contacto Precámbrico-Cámbrico viene marcado por un banco de 0,50 a 1,30 metros de grosor de cuarcita con cantos de cuarzo o microconglomeráticas. También aparece cerca del contacto un nivel de dolomías bastante constante. En la siguiente figura se puede ver la interpretación que realiza el IGME de esta discordancia:
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| Figura nº 10: Interpretación que realiza el IGME de la discordancia Precambrico-Cámbrico de Portilla de Luna. La Fotografia de la figura anterior es un detalle de la parte inferior de esta discordancia. |
Tanto en Barrios de Luna como en Irede se han encontrado, muy cerca de la base de la Formación La Herrería, icnofósiles de los tipos Diplocraterion, Cruziana y Rusophycus que señalan ya el Cámbrico Inferior. Destaca la presencia a tan sólo 4 metros sobre la discordancia de Irede, del icnofósil Treptichnus pedum, cuya primera aparición señala internacionalmente la base del Cámbrico. En el resto de las Cadenas Ibéricas se da una situación similar con una discordancia que indica el momento de la emersión finiprecámbrica.
SUCESION DEL PALEOZOICO INFERIOR:
La Zona Cantábrica, durante el Paleozoico Inferior (Cambro-Ordivícico) se localizaba en uno de los grabens que se desarrollaban en el margen del supercontinente Gondwana, el conocido como "Surco Cantabro-Ibérico". Este Surco se localizaba en la periferia septentrional del megacontinente formando parte de un extenso margen continental pasivo, margen en el que se desarrollaban muchas cuencas sedimentarias. Estas cuencas debieron formarse durante el limite Precámbrico-Cámbrico, durante los procesos de rifting que ocasionaron la apertura del océano Iapetus o Protoatlántico.
La mayor parte de los materiales fueron aportados a la Cuenca durante el Paleozoico Inferior, cuando esta, aun inestable tectónicamente, experimentaba una mayor subsidencia. Se depositaron sedimentos predominantemente siliciclásticos gruesos, sobre todo arenosos, en grandes deltas de llanura trenzada. El aporte de gran cantidad de sedimentos permitió contarrestrar la subsidencia y que se estableciera un mar poco profundo con una pendiente muy baja. Los aportes de sedimentos procedían del Este ("Umbral Cántabro-Ibérico") y se dirigían al Oeste hacia el Antiforme del Narcea y fueron depositados en una gran cuenca de muy poca pendiente con ambientes continentales (ríos trenzados, lacustres), de transición (deltas, lagoon) y marinos someros (litorales, plataforma interna y externa de muy poca pendiente). En esta serie también se encuentran rocas volcánicas y derivados de las misma (tonsteins y sedimentos ferruginosos) producidos por las erupciones básicas, freatomagmáticas, que se originarían a favor de la tectónica de bloques que sufría la cuenca sedimentaria. A gran escala se observa una disminución del tamaño de grano con la edad de los materiales sedimentados en la Cuenca, mas gruesos e inmaduros cuanto mas antiguos y mas finos cuanto mas modernos, este fenómeno es debido al progresivo arrasamiento de las áreas emergidas de las que procedían los sedimentos.
En este margen pasivo se deposito una potente sucesión (2.000-4.000 m) de depósitos principalmente siliciclásticos: Formaciones Herrería, Lancara, Oville, Barrios, Luarca, Sueve y Castro, dispuestas en 4 megaciclos deposicionales (MD 1 a MD 4) separados por otras tantas (D1, D2, D3 (Sárdica) y D4) discontinuidades estratigráficas mayores. Cada megaciclo deposicional esta constituido por una secuencia inferior transgresiva y una secuencia superior regresiva originadas por variaciones en la relación subsidencia/aportes de sedimentos a la cuenca sedimentaria. Esta cuenca sedimentaria debió de mantenerse inalterable aproximadamente desde el Cámbrico hasta finales del Devónico, durante unos 220 millones de años. En el Devónico los primeros movimientos variscos ocasionaron drásticas transformaciones en las condiciones geológicas y paleogeográficas regionales, transformándose en una cuenca de antepaís.
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| Figura nº 11: Columna del ciclo Paleozoico Inferior (Cámbrico - Devónico) en la Zona Cantábrica con indicación de los megaciclos deposiciones, megasecuencias y ambientes sedimentarios. |
De muro a techo tenemos la siguiente serie estratigráfica:
FORMACION LA HERRERIA:
Constituye la unidad inferior del Paleozoico (Precámbrico Superior - Cámbrico Inferior) y esta formada 850-900 metros de areniscas feldespáticas con intercalaciones de conglomerados, pizarras y dolomías. La Formación es de edad Precámbrico Superior (Vendiense-Tommotiense) a Cámbrico Inferior (Cordubiense a Ovetiense y posiblemente Marianiense) y fue depositada en un delta dominado por los ambientes fluviales (braidplain delta). Esta Formación se dispone, tal como hemos visto anteriormente, en discordancia angular (discordancia “asíntica”) sobre la formación infrayacente.
Su columna estratigráfica (según Parga y Luque 1971) seria la siguiente:
Muro: Precámbrico discordante y rubefactado.
- 8 m. Pizarras limosas rojas discontinuas lateralmente.
- 10 m. Nivel discontinuo de pudingas silíceas microconglomeráticas con matriz limosa roja, seguidas de pizarras limosas verdes y rojas con cuarcitas rosas.
- 30-60 m. Pizarras limosas abigarradas (violetas, rojas y verdes) con algunas intercalaciones de areniscas que pueden ser lenticulares y con ripples.
- ¿ m. Tramo de espesor desconocido y gran continuidad lateral. Dolomías alternando con pizarras y areniscas.
- 500 m. Cuarcitas blancas y rosadas de grano medio a grueso con intercalaciones locales de conglomerados y niveles de areniscas con pizarras rojas y verdes. Como estructuras aparecen granoselección, estratificación cruzadas, ripples, huellas de carga y paleocanales con channel lag de conglomerados o cantos blandos. Icnofósiles.
- 50 m. Tramo diferenciado por un aumento del contenido en pizarras abigarradas con areniscas dolomíticas. Aparecen trilobites (Dolorenelus, Anadoxides y Lunulenus) del Cámbrico Inferior bajo y pistas (Astropolithon).
Techo: Formación Lancara.
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| Figura nº 12: La Formación Herrería en el desvío a Mallo e Irene de Luna. Bancos de areniscas cuarciticas |
Otros investigadores dividen esta Formación en tres miembros:
- Un Miembro Inferior: de 100 a 200 metros de espesor esta compuesto por cuarzoarenitas microconglomeráticas en los muros, con lutitas y carbonatos con glauconita y ripples de oleaje. Contiene la siguiente asociación de icnofósiles: Arenicolites, Cruziana, Diplocraterium, Planolites, Rusophycus, Skolitos y Taphrhelminthopsis.
- Miembro Medio: con un espesor de 700 metros esta formado por cuarzoarenitas de grano grueso y microconglomerados, con estratificaciones cruzadas unidireccionales. Se corresponderían con las “Cuarcitas superiores de Candana” de Dozy. Contiene la siguiente asociacion de icnofósiles: Arenicolites, Bergaueria, Cruziana, Diplichnites, Diplocraterion, Monocraterion, Plycodes, Plagiopmus, Planolites, Rusophycus, Skolitos y Teichichnus.
- Miembro Superior: De muy poco espesor esta formado por una alternancia de cuarzoarenitas, lutitas y dolomías. Se corresponden con las “Capas de Transición” definidas por Julivert o “Capas de Barrios” de Lotze. Aparece la siguiente asociación de icnofosiles: Astropolithon, Bergaueria, Diplichnites, Diplocraterion, Monocraterion y Monomorphichnus.
Se considera que la formación se depositaria en un medio costero, posiblemente supramareal restringido a muro, que evolucionaria a fluvial trenzado (braided) con aportes del Este y del Norte y terminaría con una sedimentación marina con trilobites.
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| Figura nº 13: Banco de areniacas con estratificación cruzada sigmoidal (carretera a Mallo de Luna). |
Su contenido paleontológico esta compuesto principalmente por los icnofósiles anteriormente descritos y por trilobites de ambientes sublitorales someros. Cerca del muro de la Formación se ha encontrado Lunolenus lotzei, en la parte media se ha encontrado Lunolenus prior y Agraulos antiquus y en la parte superior Lunolenus lunae, Dolerolenus formosus y Anadoxides richterorum junto al icnofósil Astropolichnus hispanicus. Esta asociación se atribuye al Ovietense Superior.
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| Figura nº 14: La Formación Láncara en Barrios de Luna se aprecian muy bien sus contactos inferior (Formación Herrería y superior Formación Oville). |
Se trata de una Unidad Carbonatada de 150 metros de grosor que se divide en dos miembros bien diferenciados, separados por una importante disconformidad:
- Un Miembro Inferior compuesto por 90-95 metros de dolomías amarillas con laminaciones de algas alternando con brechas intraformacionales (intramicruditas) con pellets. Por encima de las dolomías aparecen unos 30 metros de calizas con rellenos fenestrales (birdeseyes) y oncolitos, en su parte alta se han encontrado arqueociatos y trilobites de edad Marianiense Superior–Bilbiliense Inferior (Cámbrico Inferior).
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| Figura nº 15: Dolomías del Miembro Inferior de la Formación Láncara en Barrios de Luna. |
- Un Miembro Superior formado por 37 metros de calizas esparíticas bioclásticas, glauconiticas en la base y calizas nodulosas rojas en facies "griotte". Edad Leoniense Inferior.
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| Figura nº 16: Griotte de Láncara (carretera de Barrios a Mallo de Luna). |
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| Figura nº 17: Composición del transito de la Formación Láncara a la Formación Oville y su datación mediante trilobites. |
La Columna de detalle levantada por Zamarreño es la siguiente:
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| Figura nº 18: Caliza estromatolítica (IGME) |
-12,50 m. Dolomías amarillas masivas con algunas intercalaciones de lutitas.
-4,50 m. Margas azules con alguna intercalación de dolomías.
-2,00 m. Dolomías amarillas oolíticas.
-3,30 m. Dolomías amarillas masivas.
-0,90 m. Lutitas azules.
-9,50 m. Dolomías marrones de grano grueso.
-40,00 a 45,00 m. Dolomías de grano fino, grises y amarillentas con laminaciones y algunas delgadas (5-10 cmts) intercalaciones arcillosas.
-16,00 m. Dolomías compactas de grano grueso, marrones.
-30,00 m. Calizas grises con oncolitos, estromatolitos (Collenia y Cryptozoon) y birdeseyes, algo dolomitizadas a techo.
-12,50 m. Calizas rosadas,
-6,50 m. Caliza rojiza con textura en malla y con algo de glauconita.
-18,00 m. Calizas nodulosas rojas en facies griotte.
El espesor total de la Formación es de 150 metros de los que los 90 o 95 metros corresponden a las dolomías de la base Miembro inferior y 30 metros a las calizas de techo y 27 metros a las calizas nodulosas rojas del Miembro superior.
La división de la Formación Láncara en dos miembros (inferior y superior) es la que esta aceptada en todos los trabajos realizados, sin embargo, en Barrios de Luna y tal como se puede ver en las fotos que adjunto, se diferencian claramente tres miembros, muy bien diferenciados litológicamente:
Un Miembro inferior: Dolomías marrones y amarillas en estratos gruesos a muy gruesos con planos de estratificación muy bien marcados con algunos interestratos y pequeños niveles arcillosos intercalados (ver fotografía de la Figura nº 15).
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| Figura nº 19: Contacto entre las dolomías del Miembro Inferior de la Formación Lancara y las calizas con birdeseyes mediante una marcada superficie de discontinuidad (ver detalle en el ángulo superior derecho de la fotografía. |
Un Miembro Medio (o parte alta del Miembro Inferior): En contacto neto e irregular con las dolomías del miembro Inferior aparecen calizas grises con oolitos, estromatolitos y birdeseyes dispuestas en bancos gruesos formados por estratos soldados. La superficie de contacto es muy neta, ondulada y posiblemente representa una paraconformidad (ver figura nº 19).
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| Figura nº 20: Caliza con "birdeseyes". Formación Láncara en Barrios de Luna. |
Un Miembro Superior: En contacto bastante neto con las calizas grises del miembro infrayacente aparecen calizas rojizas y calizas nodulosas rojas en facies griotte, bien estratificadas (ver figura nº 16).
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| Figura nº 21: Evolución paleogeográfica de la Formación Lancara en la Zona Cantábrica. (Modificado de C. Aramburu y J.C. García-Ramos, 1993). |
FORMACION OVILLE:
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| Figura nº 22: Mudas del trilobite Solenopleuropsis simula SDZUY 1958 o S. marginata. Areniscas de simula de la Formacion Oville (Cámbrico Medio). |
Hacia arriba se incrementan el contenido en areniscas con presencia de glauconita. Por ello su techo se ha definido en la ultima aparición importante de este mineral. En este nivel se han encontrado los siguientes trilobites de medio sublitoral de mar abierto y cierta profundidad: Paradoxides pradoanus, Solenopleuropsis marginata y Peronopsis acadica típicos de transición del Cesaragustiense Superior al Languedociense Inferior.
Aramburu (1989) divide esta formación en tres miembros:
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| Figura nº 23: Columna de la Formación Oville. |
Miembro Genestosa: 42 metros de pizarras y limolitas arcillosas verdes, azuladas y rojas a muro, con lentes de areniscas micáceas y abundantes trilobites incluso formando lumaquelas. A muro aparece un nivel de 8 metros de espesor muy característica “Arenisca de Símula” con glauconita, estratificación cruzada y bioturbaciones a techo. Ocasionalmente pueden aparecer capas de calizas nodulosas y/o nódulos calcáreos.
Miembro Adrados: con un espesor de 195 metros y un contacto gradual con el miembro inferior y esta formado por una alternancia de pizarras, limolitas arenosas bioturbadas y areniscas con canalizaciones y estratificaciones cruzadas y ripples. Encima una alternancia de pizarras, limolitas arenosas y areniscas (grauwackas glauconíticas mas o menos cuarzosas) dispuestas en secuencias grano y estratocrecientes de espesor métrico o submétrico, bioturbación abundante. En su parte media son frecuentes los icnofósiles (Teichichnus, Artrophycus y Planoides) en las capas lutiticas. El techo del Miembro es neto.
Miembro La Barca: el mas grueso (198 metros), son alternancias de areniscas mas puras (cuarcíticas) mas abundantes hacia el techo, con lutitas y limolitas. Las areniacas se presentan canalizadas con cicatrices erosivas, cantos blandos, estratificaciones cruzadas, laminaciones paralelas, flasder y linsen, así como ripples. Aparecen cruzianas y Lingúlidos.
La Formación Oville se ha interpretado como depositada en un medio marino somero sobre el que prograda un sistema deltaico. La evolución correspondería con la llegada de material clástico a una plataforma carbonatada (Formación Lancara) generándose depósitos de talud deltaico que evolucionan a depósitos mareales de llanura deltaica. Aramburu propone un medio sedimentario formado por un sistema deltaico trenzado (“braid delta”) o de llanura deltaica trenzada (“braidplain delta”) con el primer miembro depositado en una plataforma marina externa bajo el nivel de las olas, el siguiente miembro se depositaria en una plataforma interna con secuencias de somerización y el Miembro La Barca se depositaria en un medio litoral de baja energía con aportes aluviales periódicos procedentes del NNE.
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| Figura nº 24: Bloque diagrama ilustrando el paso lateral entre las Formaciones Oville y Barrios (Aramburu). |
CONTENIDO FOSIL:
La aparición de los primeros trilobites con esqueleto conservado en el registro fósil se sitúa alrededor de los 15 millones de años después del comienzo formal del Cámbrico, en la transición Tommotiense – Atdabaniense. A partir del Cámbrico Inferior los trilobites ya se encuentran en los sedimentos marinos de todos los mares existentes en ese momento y ya están adaptados a la mayoría de los ambientes marinos desarrollando para ello características morfológicas muy diferentes. Durante el Cámbrico y pese a sufrir varios episodios de extinciones masivas estos organismos tuvieron una gran diversificaron.
En la siguiente figura se puede ver la columna estratigráfica del Cámbrico de la Cordillera Cantábrica con la distribución, entre otros fósiles, de los trilobites más característicos. Algunos de ellos tienen nombre que hacen referencia a lugares del Norte de la Provincia de León (Lunolenus del Cámbrico Inferior o Ellipsocephalus leonicus del Cámbrico Medio). En el Barrios de Luna están algunos de los principales yacimientos de fósiles de trilobites del Cámbrico Medio de España. Estos aparecen en niveles de calizas griotte depositados en la transgresión que marca el inicio del Cámbrico Medio (Leoniense). Por encima de estas calizas rojas se sitúa la Arenisca de Simula a partir de la cual apenas se encuentran trilobites quizás a causa de la gran extinción acaecida en el limite Cámbrico-Ordovícico.
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| Figura nº 25: Columna litolestratigrafica con la situacion de las principales especies de trilobites descritas en el Cámbrico de Barrios de Luna (León). |
La Arenisca de Simula es un nivel formado por areniscas que deben su nombre a la abundancia de trilobites de la especie Solenopleurosis simula que contienen. Las areniscas se presentan en estratos regulares, de no mas que unos pocos decimétros de grosor, formando un tramo de 2 a 3 metros en las localidades de Láncara y Barrios y cerca de 50 metros en Riospaso o Camplongo. Se trata de areniscas poco cementadas de color marron amarillento con abundantes micas de pequeño tamaño. Puede aparecer estratificación cruzada y contener glauconita. En la siguiente fotografía se pueden ver unas muestras de estas areniscas con un cefalón (molde y contramolde) de Bailiella barriensis SDZUY 1958 de la Familia Conocoryphidae.
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| Figura nº 26: Areniscas de simula con un cefalón de Bailiella barriensis SDZUY 1958 (molde y contramolde) |
En lugares como Crémenes (León) la Arenisca de Simula puede situarse directamente encima de la griotte de Láncara, pero en otros como en Verdiago entre la griotte y las areniscas aparecen pizarras rojas (a veces verdes) poco compactas. A veces las pizarras pueden contener nódulos calcáreos mas o menos abundantes que pueden concentrarse hasta formar bancos duros de calizas.
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| Figura nº 27: cefalón de un ejemplar del trilobite Conocoryphe sdzuyi COURTESSIKE 1967 de las Areniscas de simula. |
En el yacimiento clásico de Barrios de Luna se pueden encontrar grandes concentraciones (lumaquelas) de mudas de trilobites de muy diversos tamaños, destacando las especies Solenopleurosis simula, Bailiella barriensis, Conocoryphe sdzuyi y gran cantidad de espinas de Paradoxides.
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| Figura nº 28: Composición fotográfica con ejemplares de trilobites del nivel de las Areniscas de simula. |
Esta asociación de trilobites indica una edad Cámbrico Medio, concretamente Cesaragustiense Superior que tal como se puede ver en la siguiente figura indican una edad absoluta de 504,5 Ma:
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| Figura nº 29: Cronoestratigrafia del Cámbrico. |
En estos niveles de trilobites también he encontrado un braquiópodo que no he podido clasificar:
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| Figura nº 30: Braquiópodo del nivel de las Areniscas de simula en Barrios de Luna. |
S. Zamora & A.B.Scmith (2008) han descrito en el Miembro Genestosa de la Formación Oville del inicio del Cámbrico Medio (Languedociense Superior) de Los Barrios de Luna un nuevo genero y especie de equinodermo; Lignanicystis barriosensis. El ejemplar encontrado en una capa de limolitas con ejemplares de trilobites de la especie Bailiella barriensis, esta en muy buen estado de conservación presenta un único cuerpo asimétrico con nodos que lo elevan sobre la superficie del sustrato. Hay cuatro aberturas a través de la pared del cuerpo: boca, ano, aurícula y una fila de poros suturales alineados de función incierta. A diferencia de otros equinodermos cinctanos, Lignanicystis tiene una forma fuertemente asimétrica convergente con la de algunos carpoides. Al igual que estos el cuerpo también se presenta elevado por encima del sustrato para permitir que el agua fluya debajo de la teca. En ambos casos, esta es probablemente una adaptación a la vida en regímenes de flujo altos en un ambiente sublitoral relativamente poco profundo de energía baja a moderada con esporádicas tormentas en un clima subtropical.
Se trata de la Unidad mas característica del Ordovícico de la Zona Cantábrica equiparable a la Cuarcita Armoricana de los Macizos Ibérico y Armoricano. En la siguiente imagen se puede ver esta Formación constituyendo el imponente espolón cuarcítico que formando el Cabo Peñas se adentra en el Mar Cantábrico:
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| Figura nº 31: El espolón cuarcítico que forma la Formación Barrios (Cuarcita armoricana) en el Cabo Peñas (Asturias). En este lugar la formación esta compuesta de cuarcitas blancas masivas con algunas intercalaciones de pizarras. |
Muchos han sido los autores que han investigado en Barrios de Luna, de todos ellos voy a describir los mas citados, los realizados por Van den Bosch y Aramburu.
Van den Bosch (1969) da la siguiente sucesión de las cuarcitas en Barrios de Luna:
Muro: Formación Oville.
Miembro A: con un grosor de 44 metros este compuesto por cuarcitas blancas y rosadas con laminaciones paralelas o cruzadas de bajo ángulo junto algunos canales y sets de estratificación cruzada de alto ángulo con intercalaciones de pizarras arenosas micáceas verdes con ripples y laminaciones flaser.
Miembro B: Muy continuo lateralmente esta formado por 21 metros de pizarras limosas laminadas negras y limolitas arenosas.
Miembro C: con un espesor de 150 metros consta de cuarcitas canalizadas con estratificación cruzada de alto ángulo y de alternancias de cuarcitas con pizarras verdes con burrows y pistas. Son muy característicos los burrows verticales. Las cuarcitas tienen laminaciones paralelas, estratificaciones cruzadas planas y también canales erosivos con cantos blandos y estratificaciones cruzadas en surco. A techo de este miembro aparece un hard ground ferruginoso.
Miembro D: con un espesor de 12,50 metros son pizarras limosas bioturbadas (Capas de El Ventorrillo).
Miembro E: de 62 metros de grosor presenta base erosiva con huellas de carga se trata de cuarcitas en estratos gruesos con canales erosivos, con estratificación cruzada en surco y laminaciones paralelas o cruzadas planas
Techo: Capas de transición.
De estos 5 miembros solo los tres primeros (A, B y C) corresponden a la Formación Barrios.
Por otra parte Aramburu diferencia tres miembros dentro de la Zona Cantábrica:
Miembro La Matosa: Compuesto de cuarzoarenitas blancas con intercalaciones volcánicas en su parte alta. Este Miembro incluiría a los miembros A, B, C y D de Bosch. En este Miembro aparecen niveles interestratificados de caolinita (Capa Valverdín) que se habrían formado por la alteración marina de cenizas volcánicas transportadas eólicamente (tonstein).
Miembro Ligüeria: compuesto por conglomerados, lutitas y areniscas. Su base es una importante discontinuidad estratigráfica asimilable a la discordancia Sárdica.
Miembro Tanes: se diferencia del miembro anterior por una discontinuidad de orden menor. Correspondería al Miembro E definido por Bosch.
En la siguiente tabla se comparan ambas sucesiones:
Un trabajo mas actualizado y que utilizare para describir esta Formación es la revisión estratigráfica realizada por JM Tollos y C. Aramburu (2014).
Litológicamente la Formación Barrios esta formada por cuarcitas blancas de grano fino a muy fino con algunas intercalaciones de lutitas fisibles (pizarras) de color gris claro y raramente verdes. Ocasionalmente las cuarcitas pueden de ser grano medio a grueso e incluso microconglomerática. En la mitad inferior abundan las micas blancas y los minerales pesados alineados, también granos dispersos de glauconita. Las cuarcitas se presentan en estratos, bien definidos, de hasta 50 centímetros con laminaciones paralelas y cruzadas de bajo ángulo.
En la mitad superior de la Formación aparecen secuencias grano y estratocrecientes con frecuentes las estratificaciones cruzadas planas de media escala con paleocorrientes orientadas al SW, además de ripples de ola y corriente, estratificación flaser, ondulante y lenticular, junto a cantos blandos, scours, marcas de carga y bioturbación. Destaca en esta parte alta un tramo de 5 metros con skolitos encima del cual se localiza la capa de caolinita Valverdín o K-bentonita constituyendo dos excelentes niveles guía.
Su limite superior no es visible en Barrios de Luna pero se localizaría a 15 metros sobre la capa de caolín (en el Miembro C de Van den Boch).
Distintos autores consideran que las Formaciones Oville y Barrios se depositarían en un medio deltaico con gran influencia marina dominado por las olas y mareas (delta de llanura trenzada), siendo la Formación Barrios las facies mas someras de playas, llanuras de marea y llanuras aluviales distales. El tramo de skolitos se formaría en un medio marino litoral al inicio de una etapa transgresiva con aportes continentales escasos o inexistentes lo que permitió la conservación de la capa de arcilla volcánica que dio lugar a la acumulación de caolín a techo de este tramo.
Su contenido paleontológico de la Formación es muy escaso citándose Lingulella heberti en el limite con la Formación Oville y Lingúlidos a 28,25 metros bajo el techo de la Formación. Si que se encuentran acritarcos en los niveles lutíticos. También se han encontrado Cruziana semiplicata (ver imagen siguiente de Fossil Forum) y Rusophycus.
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| Figura nº 32: Cruziana semiplicata. |
Este contenido parece indicar una edad Cámbrico Medio y Tardío para la mayor parte de la Formación en su estratotipo. Recientemente se ha encontrado encima de la capa de caolín un acritarco (Cardariola glabra) del Tremadoc-Arenig Inferior.
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| Figura nº 33: Radio de influencia del supervolcán ordovícico. |
Uno de estos tonsteins (Capa Pedroso) ha sido encontrado en el Túnel del Fabar (Ribadesella) y en La Barca (Asturias) donde su datación mediante U-Pb ha proporcionado una edad absoluta de 477,47+-0,93 millones de años que se corresponde con la base del Arenigiense (Floiense).
JM.Toyos y C.Aramburu (2014) consideran probable que la Capa de El Pedroso y la del Valverdín sean correlacionables y plantean la existencia de una laguna estratigráfica que abarcaría al menos todo el Tremadoc (+-8 Ma) debajo del tonstein de Valverdin, en el contacto de sus tramos 122 y 123 donde estos autores sitúan el contacto entre el Miembro La Matosa y el Miembro Tanes.
En la siguiente fotografía se puede ver uno de estos tonstein (Capa Valverdín) que presenta una potencia de 30 centímetros debajo del cual se sitúa un tramo de 5 metros de grosor con abundantes Skolitos.
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| Figura nº 34: La Capa Valverdín (tonstein de caolinita) y las capas de skolitos en Barrios de Luna (León). |
A techo de la Formación se sitúa una lumaquela de lingúlidos (braquiópodos de concha quitino fosfática) que vivirían en un medio costero muy somero, plano y con pendientes deposicionales muy bajas y cuyas conchas se acumularían por causas de tsunamis causados por erupciones volcánicas.
En la siguiente imagen (tomada de Wikipedia) se pueden ver perforaciones verticales (skolitos) en una cuarcita armoricana.
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| Figura nº 35: Cuarcita armoricana con perforaciones verticales (skolitos). |
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| Figura nº 36: Cruzianas. |
El ambiente sedimentario de la Formación Barrios correspondería a un delta de llanura trenzada con área madre hacia el Este y un cambio lateral a la formación infrayacente hacia el Oeste. El techo de la Formación se sitúa a 15 metros por encima de la capa de caolín y muestra alteraciones causados por exposición subaérea (posible emersión).
El contenido en fósiles de la Formación es muy escaso y consta principalmente por pistas, como perforaciones verticales (Skolitos) o pistas dejadas por artrópodos: crucianas. En la Formación se pueden encontrar varios icnogéneros: Cruziana semiplicata en el Tremadoc y Cruziana rugosa, C. furcifera y C. goldfussi en el Arening.
Capas de El Ventorrillo:
Se trata de un tramo deprimido y diferenciable cartográficamente situado entre las cuarcitas de las Formaciones Barrios y La Serrona su espesor es muy variable de 0 a 123 metros. Este tramo o Unidad informal se sitúa de forma neta sobre la Cuarcita de Barrios por medio de una costra ferruginosa a veces muy bioturbada (Skolitos) o un nivel de 2 metros de areniscas ferruginosas y equivaldría al Miembro D de Van den Bosch. En Barrios esta constituido por 12 - 11 metros de lutitas limosas de color gris o negras que en su parte superior pueden presentar intercalaciones de areniscas de grano fino a muy fino en secuencias métricas grano y estratocrecientes con ripples de oleaje y estratificación cruzada hummocky. Contienen una fauna abigarrada de trilobites, graptolites, braquiópodos, gasterópodos, bivalvos, equinodermos, ostrácodos, acritarcos y quitinozoos que indican una edad Ordovícico Medio (Oretaniense Tardío) lo que implica la existencia de una laguna estratigráfica que abarcaría casi todo el Arenigiense y el Oretaniense temprano abarcando un intervalo temporal de unos 15 millones de años. El limite superior es erosivo con la Formación Cuarcitas de La Serrona. Esta Unidad se depositaria en un mar abierto con secuencias de somerización que llegan a alcanzar el nivel base de las olas y la costra ferruginosa de la base podría corresponder a "suelos endurecidos" o a series condensadas con hierro de procedencia volcánica.
En El Ventorrillo (Barrios de Luna) se definió la siguiente columna litológica:
- 3,00 m: Lutitas limosas negras fosilíferas.
- 2,80 m: Limolitas y/o areniscas de grano muy fino de color gris oscuro y con bioturbación de trazas horizontales.
- 4,80m: Lutitas y lutitas limosas negras micáceas y bioturbadas, fosilíferas en su parte inferior.
Entre esta Unidad y las Formaciones infra y suprayacentes hay unas discontinuidades angulares de bajo ángulo (12º) o paraconformidades que pueden llegar a soldarse haciéndola desaparecer y entonces la Formación La Serrona se apoya directamente sobre la Formación Barrios.
En la cartografía geológica del IGME esta Unidad viene cartografiada y referenciada como: “Pizarras del Pajares”.
FORMACION CALIZAS DE LA DEVESA:
Se trata de una Unidad litoestratigráfica de muy poco espesor (10,80 metros visibles en el estratotipo) que lateralmente se acuña y desaparece, siendo el único tramo calcáreo encontrado en todo el Ordovícico de esta zona. Esta situada de forma neta sobre las Capas de El Ventorrillo y constituida por calizas margosas bioclásticas, lutíticas a muro y mas calcáreas a techo con la siguiente sucesión litológica:
- 1,5 m: Lutitas gris claro de pátina verdosa con algunas laminaciones arenosas a muro y delgados niveles bioclásticos a techo.
- 2,6 m: Alternancia de calizas margosas bioclásticas grises y lutitas grises claras.
- 6,7 m: Calizas margosas bioclásticas grises con intercalaciones lenticulares de lutitas de color gris claro. Contiene una fauna de equinodermos, briozoos, braquiópodos y algunos trilobites y gasterópodos.
- 3,5 m: Tramo cubierto.
Esta datada por su contenido faunístico como del Ordovícico Superior (Katiense). Se trata de un deposito marino de rampa carbonatada. Es equivalente de otros niveles carbonatados de la Península Ibérica como la Caliza de Cistoideos.
Se trata de una Unidad que resalta en la topografía formando unas crestas muy prominentes como la que sirve de apoyo a la Presa de Barrios de Luna (Cuarcitas de La Presa de Aramburu). Su espesor es muy variable de 0 a 135 metros, siendo de 64 metros en Barrios de Luna donde se incluyo dentro de la Formación Cuarcita de Barrios como Miembro Tanes.
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| Figura nº 37: Las Formaciones Barrios y La Serrona (Cuarcitas de La Presa) en Barrios de Luna (León). |
El limite inferior no es visible pero viene marcado por un fuerte contraste morfológico. La Formación es mayoritariamente cuarcítica constituida en la base (9 mts) por cuarcitas de grano medio a grueso con gravas de cuarzo dispersas que se presenta en gruesos estratos con laminaciones paralelas y con cantos blandos y huellas de carga en la base formando una secuencia granodecreciente que termina en cuarcitas de grano fino con intercalaciones lenticulares de lutitas rojas y verdes. La presencia de nódulos de pirita alterados forma espectaculares anillos de Liesegang. El resto de la Formación esta constituida por cuarcitas de grano fino con niveles mas gruesos en su parte inferior. La estructura sedimentaria mas común es la laminación paralela y las cuarcitas se presentan en estratos gruesos sin estratificaciones cruzadas ni micas.
Algunos autores basándose en la presencia de una estratificación mas delgada con ripples de ola en la parte alta de la Formación diferencian dos tramos: “Inferior masivo” y “superior en bancos delgados”.
El limite superior de la Formación viene marcado por un delgado nivel (0,26 m) de alternancias, muy bioturbadas, de cuarzoarenitas y lutitas grises con nódulos de pirita y por encima 6 metros de lutitas negras con graptolites silúricos.
Algunos autores han considerado a esta Unidad como depósitos litorales de playa, otros como depósitos de llanuras de inundación distales con una tasa de sedimentación muy alta. Algunas interpretaciones (Gutiérrez-Marco et al 2010) los consideran depósitos marinos someros que rellenan paleovalles encajados originados por el descenso eustático provocado por la glaciación finiordovícica.
En esta Unidad solo se han encontrado braquiópodos atribuidos a la Fauna de Hirnantia (Eostropheodonta sp.) del Ordovícico Terminal. Se considera que su parte inferior, “Tramo inferior masivo” sea del Hirnantiense, mientras que su parte superior, el “Tramo superior en bancos delgados” sea del Llandovery pre-Telychense (Aeroniense o Silúrico más temprano).
CAPAS DE TRANSICION O CAPAS DE GETINO:
Se trata de una unidad litológica muy variable, generalmente de poco espesor, formada por areniscas ferruginosas, limolitas y lutitas negras muy bioturbadas, situadas entre las Formaciones Barrios y Formigoso, que Aramburu (1989) dividio en dos miembros:
MIEMBRO PEÑAS: formado por una alternancia de lutitas negras, limolitas y cuarzoarenitas formando secuencias negativas. A techo aparece un nivel lenticular de hierro oolítico.
MIEMBRO VIDRIAS: formado por pizarras negras.
En la Zona Cantábrica estas “Capas de Transición” son consideradas como depósitos de ambiente marino somero (inter-supra y submareal) formados durante el Llanvirn y Llandeilo Inferior (Silúrico). Tollos y Aramburu consideran esta Unidad como la base de la Formación Formigoso, mientras que García-López et al (1996) la consideran la base del Silúrico.
Otros autores definen la Formación Getino como una sucesión de 8,90 metros de espesor situada entre la Formación Barrios y la Formación Formigoso. La base es erosiva con la aparición de pequeños canales de brechas polimícticas con algún canto de cuarzo encima de las cuales parecen 1,10 metros de areniscas glauconíticas y 3,40 metros de areniscas y limolitas rojas ferruginosas intensamente bioturbadas par terminar con 4,00 metros de pizarras verdes y rojas y capas de areniscas de color rojo que van pasando a dolomías sideríticas rojas, aparecen algunos ooides ferruginosos y un bloque de material ferruginoso que corta a la estratificación. El techo es un contacto neto. Aramburu interpreta estas facies como una serie condensada depositada en un umbral submarino y en un medio marino poco profundo (litoral a plataforma interna) con posible exposición subaérea en su parte superior. Contiene una fauna de trilobites (Calymene sp, Leonapsis sp, Cornulites sp) graptolites (Pristiograptus sp, Metaclimatograptus aff hugheri, Ratyrires sp y Monograptus sp) que indican una edad Llandovery Medio y Superior. Las faunas de conodontos indican una edad Rhuddaniense superior a Aeroniense basal para los tramos superiores de esta Unidad.
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| Figura nº 38: En este gráfico se pueden ver las relaciones laterales de las distintas unidades del Ordovícico. |
Gutiérrez-Marco el al (1996) en la carretera a Portilla de Luna se muestra un corte del Paleozoico Inferior muy completo compuesto por:
Una Unidad Siliciclástica inferior, formada por 65 metros visibles de alternancias de pizarras negras, limolitas y areniscas de grano muy fino, ordenadas en dos secuencias grano y estratocrecientes hacia el techo. Las capas de arenisca presentan comúnmente laminación horizontal y, hacia el techo de las secuencias, estratificación cruzada hummocky. Se aprecian también ripples, granoselección normal y pequeñas bioturbaciones horizontales. Su deposito debió́ de tener lugar en un ambiente marino sublitoral, dominado por tempestades, bajo el nivel de base del oleaje de tiempo normal, originándose seguramente las secuencias aludidas por procesos de somerización. En base a su contenido fosilífero se le ha asignado a esta Unidad una edad Ordovícico Medio-Superior
Una Unidad Calcárea superior, constituida por 13,6 m de calizas bioclásticas grises con intercalaciones margosas, más frecuentes hacia la base. La unidad culmina en un nivel de 80 cm de espesor de areniscas grises bioturbadas de grano muy fino. Esta unidad es muy fosilífera (braquiópodos, equinodermos, trilobites,…) formando una asociación que indica una edad Ordovícico Superior concretamente Kralodvoriense (Ashgill pre- Hirnantiense). Inmediatamente por encima se encuentran más de 30 m de pizarras negras con algunos graptolites que corresponden ya a la base de la Formación Formigoso.
DIAMICTITAS: SEDIMENTACIÓN GLACIAR ORDOVÍCICA:
A techo de la Formación Barrios existe una laguna estratigráfica generalizada en toda la Zona Cantábrica. En el Ordovícico Terminal del Macizo Ibérico y Pirineos aparecen diamictitas y cuarcitas relacionadas con la glaciación ordovícica (Diamictita: un tipo de roca sedimentaria que consiste en sedimentos terrígenos poco clasificados o mal ordenados que contienen partículas que varían en tamaño desde arcilla hasta bloques, suspendidas en una matriz de lutita o arenisca). En León las diamictitas corresponden a lutitas arenosas y areniscas líticas (litarenitas y sublitarenitas) muy inmaduras con abundantes fragmentos de rocas que pueden alcanzar tamaños centimétricos e incluso métricos.
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| Figura nº 39: Testigos de diamictitas procedentes de la obras del AVE en Pajares. |
Hasta ahora, en la Zona Cantábrica, estos materiales habían sido asimilados a las Capas de Getino o a la Formación Barrios. En el sondeo de investigación geológica realizado para los estudios geológicos de la Variante del AVE del Pajares situado en Telledo, que alcanzo los 450,25 metros de profundidad sin llegar a alcanzar a la Formación Barrios, proporciono un corte oblicuo de la Formación Formigoso (Telychiense basal), incluyendo sus niveles basales glauconíticos seguida de una cuarcita del Ordovícico Terminal y finalmente unas diamictitas con alternancias arenosas del Hirnantiense, con abundantes cantos milimétricos a centimétricos, mas abundantes en los niveles superior y medio de la Unidad. Además de cantos de cuarcitas y areniscas hay cantos de rocas ígneas, de calizas micríticas marinas (Lancara) y de carbonatos edáficos.
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| Figura nº 40: Perfiles diamictitas |
La columna de este sondeo se correlaciona con la serie levantada en Pontedo (Cármenes; León) por Aramburu (1989) quien atribuyo las alternancias limolíticas bioturbadas (135 mts) localizadas entre la Formación Barrios y las ampelitas negras de la Formación Formigoso a las “Capas de Getino”, exceptuando las lutitas verdes culminantes (6 mts) que se denominaron “Pizarras de Pontedo”. Ya este autor había indicado la presencia de cantos distribuidos por todo el corte, señalando que eran mas abundantes hacia la mitad inferior. En Pontedo sobre las diamictitas aparecen 5 metros de areniscas glauconiticas sobre las que se sitúan las mencionadas Pizarras verdes de Pontedo con una fauna de graptolites, trilobites, braquiópodos, equinodermos y cornulíticos del Aeroniense.
En Caldas de Luna estas diamictitas presentan un grosor de 8 metros con cantos poligénicos (cuarcitas y areniscas principalmente) que se localizan entre un tramo de 6 metros de alternancia de lutitas y areniscas con icnofósiles y braquiópodos (Fauna de Hirnantia del Ordovícico Terminal) y un tramo de 21 metros de cuarcitas en contacto disconforme con la Formación Formigoso.
En el siguiente cuadro se puede ver las relaciones y asignación de edades de todas las Unidades Lito estratigráficas ordovícicas descritas (JM.Toyos y C.Aramburu (2014):
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| Figura nº 41: Cuadro del Ordovícico en Barrios de Luna (León) |
FORMACIÓN FORMIGOSO:
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| Figura nº 42: Contacto Ordovícico-Silurico. |
La mayor parte de la sucesión silúrica en la Zona Cantábrica está formada por pizarras y areniscas, con frecuencia ferruginosas llegando hasta formar ironstones. Es una Unidad muy diferenciada litológicamente de las unidades cambro-ordovícicoas anteriores sobre las que se sitúa mediante una paraconformidad. La Formación es una secuencia negativa que empieza con pizarras negras haciéndose mas abundantes las intercalaciones de areniscas hacia el techo. Su espesor oscila entre los 50 y los 200 metros. Algunos autores la han dividido en dos miembros:
-Pizarras del Bernesga: esta constituida por pizarras negras con abundantes graptolites. En la siguiente fotografía (Figura 43) se puede ver una Unidad Litoestratigráfica correlacionable: la Formación Bádenas en Checa (Guadalajara) formada por pizarras negras con una enorme cantidad de graptolites.
-Capas de Villasimpliz: también formada por pizarras negras, pero con intercalaciones de areniscas.
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| Figura nº 43: Las Pizarras negras con graptolites (Formación Bádenas) en Checa (Guadalajara). |
El ambiente de formación seria un medio marino (offshre) reductor que va evolucionando hacia un más somero y menos reductor (areniscas con ooides de chamosita) o bien a un medio con un mayor aporte de terrígenos. El transito a la Formación Superior es gradual y viene marcado por la aparición de la primera capa de cuarcitas mas o menos ferruginosas.
La Formación tiene una abundante fauna de graptolites sobre todo en el Miembro Inferior y en base a ellos se ha establecido su edad que abarca desde las zonas de Monograptus concolutus, Stimulograptus sedgwicki y Spirograptus turriculatus del Aeroniense medio al Telychiense basal (Llandovery Medio–Superior) hasta las zonas de Cyrtograptus centrifugus y Cyrtograptus murchisoni del Sheinwoodiense inferior (Wenlockienseinferior). En la siguiente fotografía se puede ver un graptolite (Monograptus) de las pizarras de la Formación Bádenas (Silúrico de la Cordillera Ibérica).
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| Figura nº 44: Graptolite Monograptus sp. del Silurico (Formacion Badenas; Checa). |
FORMACION SAN PEDRO (FURADA):
Se trata de una Unidad muy característica formada por areniscas rojizas con ooides ferruginosos conglomeráticas en la base y con frecuentes aportes volcánicos. Las areniscas pueden ser cuarcíticas o calcáreas (en la parte superior de la Unidad) con limolitas y pizarras abigarradas (negras, verdes o rojas). Su espesor varia de 100 a 200 metros y su edad seria Wenlockiense Superior – Gediniense Inferior con el transito al Devónico en su parte superior.
Tal como se puede observar en la fotografía de la siguiente figura, el transito entre las Pizarras de Formigoso y las Areniscas de San Pedro es gradual mediante un tramo de un par de metros de grosor de areniscas con intercalaciones de pizarras negras:
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| Figura nº 45: Contacto de las Pizarras de Formigoso con las Areniscas de Furada (San Pedro) en el Cabo Peñas. |
Suarez de Centi define la siguiente columna de esta Unidad:
-Tramo 1: El mas inferior esta formado por niveles de “ironstones” formadas por estratos gruesos de areniscas rojas, mas o menos cuarcíticas, canalizados de base erosiva y con estratificación cruzada. Cerca de la base aparecen niveles de conglomerados (“Conglomerados de La Horniella”).
-Tramo 2: Tramo heterolítico formado por areniscas rojas o verdes con gran cantidad de estructuras sedimentarias (cicatrices erosivas, estratificación cruzada, laminación paralela, laminación hummocky y swaley y cantos blandos.
-Tramo 3: Lutítico con intercalaciones delgadas de areniscas y limolitas en ciclos negativos.
-Tramo 4: Heterolítico similar al tramo 2.
-Tramo 5: Similar al tramo anterior, pero con estratos gruesos de areniscas cuarcíticas blancas o grises claras formando el techo de los ciclos.
-Tramo 6: representa el transito a la formación supracente y esta compuesto por areniscas beiges y/o amarillentas con cemento carbonatado y estratificación cruzada.
Bosch agrupa estos tramos en tres miembros:
-Basal: Potentes niveles de areniscas rojas oolíticas.
-Medio: Alternancia de pizarras verdes y areniscas rojas y verdes.
-Superior: Alternancia de cuarcitas blancas y pizarras negras.
En la siguiente figura se puede ver la columna lito estratigráfica de esta formación:
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| Figura nº 46: Columna sintética de la Formacion San Pedro. |
El medio sedimentario seria una plataforma litoral próxima a la costa con un área madre arrasada y un clima cálido y seco. Suarez de Centi diferencia una etapa de aportación arenosa activa en un medio continental fluvial de canales anastomosados y eólico (Tramo 1) que evolucionaria a ambientes de shoreface con depósitos tempestíticos (Tramo 2). En etapas de menor aporte detrítico se instalaría una plataforma mareal. El hierro, tan característico de esta Formación procedería de la alteración de material volcánico procedente de un cinturón volcánico que limitaría la cuenca sedimentaria coincidiendo aproximadamente con la línea de costa.
DEVONICO:
A partir de la Unidad anterior se inicia el Ciclo Devónico durante el cual el Macizo Ibérico se encontraba en el borde septentrional del continente Gondwana donde se situaba una amplia plataforma marina cubierta por mares pericontinentales y epicontinentales que recibían sedimentos procedentes de la erosión de las zonas emergidas más próximas. En una de estas plataformas continentales se depositaron los sedimentos que hoy constituyen la secuencia pre-orogénica de la Zona Cantábrica en una cuenca de superficie desconocida por causa de la erosión y de la presencia de la cobertera mesozoico-terciaria. Teniendo en cuenta la disposición geométrica y las facies en los afloramientos existentes se puede dibujar una cuenca situada a modo de banda ancha, arqueada y paralela al borde de una gran isla o cadena de islas. Esta región emergida, denominada “Cantabrian Block” o Macizo Cántabro-Ebroico (Carls, 1983, García- Alcalde, 1995), estaría situada al norte y al este de la cuenca, y actuaría como área fuente de sedimentos.
El movimiento hacia el Norte del continente situó al Macizo Ibérico durante el Devónico Medio una posición próxima al trópico, en torno a los 20º- 30ºS, una posición donde se daban las condiciones climáticas para el desarrollo de arrecifes. Entre el Devónico Inferior (Praguiense) y el Devónico Superior (Frasniense) se han registrado hasta 7 episodios arrecifales, tal como se detalla en la siguiente figura:
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| Figura nº 47: Formaciones y episodio arrecifales del Devónico de la Zona Cantábrica. |
Solo los episodios arrecifales III, IV y V tienen entidad y están representados tanto en Asturias como en León.
El ultimo episodio arrecifal del Devónico de la Cordillera cantábrica ha quedado registrado en las Calizas de Crémenes, de edad Frasniense superior. Se han sugerido varias posibles causas para la terminación de este episodio, y con él, de todo el desarrollo arrecifal en la Zona cantábrica. Las causas de este fenómeno podrían ser tectónicas, como pudieran ser movimientos epirogenéticos de bloques que originaron, a partir del Givetiense, la elevación del Macizo Cántabro-Ebroico o Geoanticlinal Asturiano lo que causaría un incremento de aportes terrígenos y una disminución gradual del área de plataforma marina somera. Otra causa podría ser una rápida subsidencia que eliminó los arrecifes. Ambas causas podrían explicar la desaparición a nivel local de las bioconstrucciones. En el limite Frasniense-Fameniense acaeció un importante episodio de extinción: el Evento Kellwaser que afecto a los corales y estromatopoeroideos.
La sucesión devónica es más completa cuanto más nos acercamos hacia la parte externa del Arco Asturiano donde se encuentra constituida por una alternancia de rocas siliciclásticas y carbonatadas, de hasta 2.000 metros de potencia, depositadas en ambientes de plataforma somera y ricos en fauna bentónica y con algunos episodios arrecifales de gran importancia. De este modo, en la Unidad de Somiedo-Correcillas la sucesión devónica es completa, y va volviéndose incompleta hacia el interior del arco debido a la progresiva desaparición de las formaciones pre-Famenienses más modernas.
Así́ fuera de la Región de Pliegues y Mantos, el Devónico está representado por un delgado espesor de areniscas famenienses (Formación Ermita) situadas discordantemente sobre rocas ordovícicas y finalmente cámbricas. Esta disposición seria debida, al menos en parte, a una etapa de erosión prefameniense, responsable de la formación de dicha discontinuidad.
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| Figura nº 48: Contacto brusco entre las Formacion la Vid (a la derecha de la fotografía) y Naranco (a la izquierda) en del perfil de Tellego (Asturias). |
Así́ fuera de la Región de Pliegues y Mantos, el Devónico está representado por un delgado espesor de areniscas famenienses (Formación Ermita) situadas discordantemente sobre rocas ordovícicas y finalmente cámbricas. Esta disposición seria debida, al menos en parte, a una etapa de erosión prefameniense, responsable de la formación de dicha discontinuidad.
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| Figura nº 48: Correlación del Devónico de Oeste a Este. |
GRUPO LA VID:
Se trata de un conjunto de materiales calcáreos y terrígenos, de 166 metros de espesor en Barrios de Luna y de 360 metros en su estratotipo, que se dividen en cuatro unidades o con el rango de formaciones:
FORMACIÓN DOLOMÍAS DE FELMIN:
Esta Unidad de Edad Gediniense a Siegeniense Superior, esta en contacto gradual con la Formación infrayacente y esta formada, en Barrios de Luna, por 61,50 metros de dolomías grises y/o amarillentas con ripples, laminaciones de algas, estromatolitos, birdeseyes, mud cracks y moldes de cristales de sal.
En su parte superior alternan con margas y lutitas carbonatadas fosilíferas. En su techo se localiza el Evento del Zlichoviense Basal (UZB) que marca un pulso transgresivo que origina el cambio litológico que constituye el cambio de esta formación a la siguiente y una importante presencia de los trilobites asteropigios, braquiópodos espiriféridos (Acrospirifer fallax GIEBEL 1858) y corales (Fauna de Cyathaxonia).
En la fotografia de la derecha se puede ver un braquipodo (spiriferido) en un banco de calizas grises cristalinas y bioclasticas con acumulación de este tipo de organismos.
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| Figura nº 48 b: Grietas de desecación en el muro de un estrato de dolomias amarillentas (Perfil de Tellego) |
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| Figura nº 48 c: Espiriferido en una caliza gris bioclástica con acumulación de braquiopodos. |
En la fotografia de la derecha se puede ver un braquipodo (spiriferido) en un banco de calizas grises cristalinas y bioclasticas con acumulación de este tipo de organismos.
FORMACION CALIZAS DE LA PEDROSA:
De edad Siegeniense Superior a Emsiense Superior, se trata de 19,50 metros de calizas grises de pátina amarillenta fosilíferas y bioclásticas en estratos de limites ondulados y calizas margosas con ripples, laminaciones cruzadas de bajo ángulo (hummocky), laminaciones flaser y cicatrices erosivas que en su parte superior pasan a una alternancia con margas y pizarras carbonatadas fosilíferas y bioturbadas. El tránsito desde los paquetes carbonatados de la parte inferior de la formación a las alternancias de pizarras y margas oscuras con intercalaciones de calizas bioclásticas y ocasionales capas de pizarras negras de la parte superior de la Formación marca el Evento Daleje-Cancellata uno de los eventos transgresivos mas importantes del Devónico que ocurre a comienzos del Emsiense con un cambio de sedimentación carbonatada a pizarrosa.
Las calizas inferiores aparecen como paquetes decimétricos resultado del apilamiento de tormentitas en una rampa media por encima del nivel del oleaje en tormentas. Contienen una abundante fauna de braquiópodos, trilobites, crinoideos, gasterópodos y esponjas. Aparecen niveles con abundantes Zoophycus. Entre toda esta gran variedad faunística destaca la presencia de grandes braquiópodos (“nivel de monstruos de García-Alcalde”) de la especie Leptaenopysix kerfornei (GARCIA ALCALDE 1996).
El Evento del Zlichoviense Superior (UZE) aparece marcado por cambios litológicos y faunísticos que acontecen en la parte alta de esta formación. Desde el punto de vista faunístico, el evento UZE se evidencia por la sustitución de estos braquiópodos de gran tamaño por otros braquiópodos más pequeños y por la proliferación de faunas de corales de tipo “corales de aguas frías” o “corales de aguas profundas” (faunas de Cyataxonia en los corales rugosos, aunque en su mayoría los corales presentes son tabulados).
FORMACION PIZARRAS DE VALPORQUERO:
Consta de 77 metros en Barrios de Luna (100 en el estratotipo) de lutitas pizarrosas pardo-verdosas laminadas con algunas intercalaciones de calizas bioclásticas y margas fosilíferas y bioturbadas. Edad Emsiense Superior.
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| Figura nº 49: Columna de la Formación Valporquero del Grupo La Vid. |
FORMACION CALIZAS DE COLADILLA:
Formada por 8 metros de margas rojas fosilíferas con delgadas intercalaciones de calizas rojizas con algunos biostromos coralinos del tercer episodio arrecifal y barras de calizas de crinoideos con estratificación cruzada. El paso a la formación superior es gradual. Contiene una fauna de crinoideos, blastoideos, briozoos y braquiópodos. Estos biostromos son las bioconstrucciones más antiguas que se conocen en la vertiente sur de la Cordillera Cantábrica. Estratigráficamente el intervalo biostromal consta en detalle de 3 unidades de potencia inferior a 30 cms, apiladas y con una continuidad lateral de unos centenares de metros. Cada unidad esta formada por un delgado intervalo basal de calizas packstone-grainstone bioclásticas, principalmente constituidas por fragmentos de crinoideos, briozoos, braquiópodos y corales, sobre el que se desarrolla el biostromo, constituido por las colonias de corales rugosos del genero Synaptophyllum englobadas en una matriz de pizarras margosas grises verdosas y por corales ramosos del genero Thamnopora y corales tabulados masivos (Favosites, Alveolites y Heliolites) Cada unidad biostrómica termina en un delgado intervalo de estas pizarras margosas. Edad Emsiense Superior.
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| Figura nº 50: Coral ramoso colonial. |
Fernández et al. (2006) consideran que por la organización vertical de los depósitos: calizas bioclásticas pasando a biostrómicas con matriz fangosa y a fangos culminantes) puedan corresponder a secuencias relacionadas con oscilaciones de nivel del mar de alta frecuencia. Las capas de calizas bioclásticas se depositarían durante una etapa de nivel de mar bajo relativo, en condiciones de plataforma afectada por tormentas. Posteriormente habría una transgresión y la bioconstrucción se desarrollaría en condiciones más tranquilas para finalmente abortarse el desarrollo de las colonias por la sedimentación de las margas que las acabarían enterrado. Este conjunto se depositaria en un medio marino somero intermareal a sublitoral con un clima tropical a subtropical semiárido con aguas claras de salinidad normal a más salinas hacia la costa.
La edad del Grupo la Vid seria Gediniense Superior-Emsiense Superior y se habría depositado en una cuenca marina tipo rampa que comienza con facies supra a intermareales evaporiticas pasando a depósitos de tempestitas para registrar una súbita transgresión (evento UZE) a medios mas profundos anóxicos. Al final del Grupo aparece una regresión que continua con el deposito de la suprayacente Formación Santa Lucia
FORMACION SANTA LUCIA:
Esta Formación se edad Emsiense Superior Eifeliense Basal tiene un espesor de 240 en su estratotipo y se presenta gradualmente sobre la formación infrayacente y con un contacto neto con la suprayacente. Se divide en 4 miembros informales:
-Miembro I: formado principalmente por calizas encriníticas con estratificación cruzada y margas grises con nódulos de chert. Es un tramo muy fosilífero con acumulaciones lumaquélicas de braquiópodos y corales.
-Miembro II: Formado por calizas y calizas arcillosas con algunas intercalaciones de lutitas. En este miembro aparecen algunos biostromos de hasta 3 metros de grosor en los que los organismos constructores han sido: esponjas y corales coloniales junto a brioozos, corales solitarios y braquiópodos. Uno de estos niveles bioconstruidos resalta en el relieve por formar un grueso paquete (50 m.) de calizas grises claras estromatoporoideas.
-Miembro III: Constituido por calizas, calizas arcillosas, calizas nodulosas y lutitas con chert, se caracteriza por presentar una fauna silidificada.
-Miembro IV: Formado por calizas encriníticas grises, blancas y rosadas estilolíticas que a techo pasan a dolomías pardas y calizas fosilíferas (braquiópodos, crinoideos, briozoos y trilobites).
Los miembros I y II corresponderían a los miembros inferior y medio de la Formación Moniello y los miembros III y IV al miembro superior de Moniello en Asturias.
En la siguiente figura se puede ver la columna litológica de esta Formación:
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| Figura nº 51: Columna de la Formación Santa Lucia. |
Esta formación se incluye en el cuarto episodio arrecifal (figura nº 47) y se deposito en una plataforma marina de poca pendiente afectada por factores eustáticos donde se instalaron bioconstrucciones, tanto biostromos como biohermos. Los biostromos desarrollados en los ambientes sublitorales son indicativos de una energía media a alta y están constituidos por estromatoporoideos y corales tabulados, y muestran una diversidad faunística bastante alta. Junto a ellos se encuentran biostromos de menor entidad, construidos esencialmente por corales rugosos fasciculados y que se interpretan como propios de zonas más tranquilas, protegidas por una barrera arrecifal o por barras bioclásticas. Los biohermos se localizan en facies mas externas y están edificados por estromatoporoideos asociados con corales rugosos y tabulados y que muestran rasgos que apuntan a su formación en áreas próximas al margen de la plataforma.
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| Figura nº 52: La Formación Santa Lucia en el Pantano de Barrios de Luna. |
Los braquiópodos, pertenecientes a la llamada “Fauna Oca” son muy abundantes en esta Formación. Estas faunas son indicadores de una edad Emsiense superior mas alto y Eifeliense inferior.
MIEMBRO CEBOLLEDO (INFORMAL):
El límite con la Formación suprayacente lo constituye el Evento Chotec-Jugleri marcado por la desaparición de la “Fauna Oca” de braquiópodos y de las faunas coralinas precedentes, en un periodo de grandes variaciones eustáticas. García-Alcalde (2015) propone la definición del Miembro Cebolledo (informal) para englobar la secuencia culminante de las Formaciones Moniello y Santa Lucía allí donde se da una entrada prematura de depósitos siliciclásticos de cierta entidad. Este miembro, que es muy reconocible en el campo, abarcaría desde el primer episodio terrígeno apreciable hasta la capa carbonatada final, antes del comienzo de la sucesión típica de las Formaciones Naranco y Huergas. El miembro tiene un espesor de 25 a 100 metros, 83 metros en su localidad tipo, y esta compuesto por calizas grainstone encriníticas, rojas, algo arenosas y ferruginosas, en bancos casi simpre delgados, centimétricos a decimétricos y algunos bancos mas gruesos (métricos).
En la parte baja y alta de la unidad las calizas se presentan alternando con areniscas marrones con cemento calcáreo y lutitas arenosas en bancos finos. Estos terrígenos se encuentran en porcentaje algo superior (1,2:1) a las calizas. El Miembro comienza sobre la sucesión carbonatada característica de la Formación Santa Lucía con un tramo de 6 metros de areniscas marrones, decalcificadas, en bancos gruesos seguidos por el primer nivel de calizas grainstone arenosas rojas. Esta alternancia se repite a lo largo del Miembro Cebolledo con porcentajes variables de lutitas. El techo de la unidad se encuentra en un tramo de calizas nodulosas en estratos delgados y lutitas de 5 metros de espesor, al que sigue la espesa sucesión de areniscas y lutitas de la Formación Huergas s. str. Las calizas grainstone rojas presentan, laminación cruzada y acuñamientos laterales formando lentejones discontinuos y los bancos más gruesos se desarrollan como grandes cuñas de aspecto progradante. Las areniscas también pueden presentar estratificación cruzada.
La unidad no es demasiado rica en fósiles, no obstante, hay ciertos niveles con mayor cantidad de ellos, uno en la parte más alta con corales solitarios (Amplexocarinia, Neaxon) y coloniales (tabulados: Thamnopora y Aulocystis) así como braquiópodos (Rhenothyris cf. aequabilis, Rhipidomella cervantesi n. sp., Gypidula sp.), y otro hacia el tercio superior con braquiópodos (Cymostrophia ? cf. bertrandi, Rhipidomella cervantesi n. sp., rinconélidos, P. (Paraspirifer) gr. cultrijugatus, Euryspirifer sp., Rhenothyris cf. aequabilis y Meganteris cf. archiaci de gran tamaño) y corales tabulados dispersos. Algunos niveles arrojaron unos pocos conodontos poco importantes estratográficamente (Icriodus spp).
La unidad no es demasiado rica en fósiles, no obstante, hay ciertos niveles con mayor cantidad de ellos, uno en la parte más alta con corales solitarios (Amplexocarinia, Neaxon) y coloniales (tabulados: Thamnopora y Aulocystis) así como braquiópodos (Rhenothyris cf. aequabilis, Rhipidomella cervantesi n. sp., Gypidula sp.), y otro hacia el tercio superior con braquiópodos (Cymostrophia ? cf. bertrandi, Rhipidomella cervantesi n. sp., rinconélidos, P. (Paraspirifer) gr. cultrijugatus, Euryspirifer sp., Rhenothyris cf. aequabilis y Meganteris cf. archiaci de gran tamaño) y corales tabulados dispersos. Algunos niveles arrojaron unos pocos conodontos poco importantes estratográficamente (Icriodus spp).
FORMACION PIZARRAS DE HUERGAS (NARANCO):
Se trata de una formación que en el terreno forma una depresión muy característica, depresión debida al contraste entre su litología pizarrosa y las litologías calcáreas, mas duras, de las formaciones infra y suprayacentes.
En Asturias esta Formación de carácter mas detrítico mas grueso y se denomina Areniscas del Naranco caracterizándose por su contenido en areniscas ferruginosas, con un bandeado típico (“areniscas tigre”). En muchos sitios fueron explotadas por su alto contenido en hierro.
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| Figura nº 53: Facies bandeada de las "areniscas tigre" de la Formación Naranco. |
García Ramos describe la siguiente columna (Ciñera):
Muro: contacto gradual con la Formación Santa Lucia.
- 35,10 metros: Alternancia de lutitas grises verdosas bioturbadas y areniscas verdosas de grano medio con fauna y ligeramente dolomíticas, en secuencias grano y estratocrecientes.
- 17,30 metros: Secuencias grano y estratocrecientes de limolitas pardo verdosas bioturbadas a areniscas de grano medio con bandeado rojo y verde y laminación cruzada plana de media escala.
- 13,10 metros: Areniscas grises verdosas, bioturbadas, con estratificación flaser a techo.
- 6,60 metros: Alternancia de lutitas bioturbadas y areniscas grises verdosas dolomíticas en secuencias grano y estratocrecientes con estratificación cruzada de mediana escala a techo. Fauna fósil variada.
- 35,10 metros: Alternancia de lutitas grises verdosas bioturbadas y areniscas verdosas de grano medio con fauna y ligeramente dolomíticas, en secuencias grano y estratocrecientes.
- 17,30 metros: Secuencias grano y estratocrecientes de limolitas pardo verdosas bioturbadas a areniscas de grano medio con bandeado rojo y verde y laminación cruzada plana de media escala.
- 13,10 metros: Areniscas grises verdosas, bioturbadas, con estratificación flaser a techo.
- 6,60 metros: Alternancia de lutitas bioturbadas y areniscas grises verdosas dolomíticas en secuencias grano y estratocrecientes con estratificación cruzada de mediana escala a techo. Fauna fósil variada.
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| Figura nº 53b: Areniscas ferruginosas de la Formación Naranco con su característico bandeado y estratificaciones cruzadas planas de media escala (Perfil de Tellego). |
El medio de sedimentación seria el de una plataforma marina de energía media y alta. La edad de la Formación en base a la fauna fósil existente (braquiópodos, trilobites, corales, lamelibranquios, goniatites y tentaculites entre otros es Eifeliense-Givetiense.
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| Figura nº 54: Columna sintética de la Formación Huergas con su contenido fosilifero. |
En un intervalo de 40 metros de esta Formación se localiza el Evento Kacak-Otomari (KOE) durante el cual aparecieron condiciones anóxicas durante una fase transgresiva eustática que ocasionaron importantes extinciones de braquiópodos, crinoideos, corales y ammonoideos y la aparición de formas nuevas como goniatítidos y braquiópodos mucrospiriféridos en la base del Givetiense.
En, la hoy sumergida Mirantes de Luna, se encontró un fósil muy poco frecuente: un artrópodo. En un nivel de 4 metros de grosor de lutitas muy finas de color gris oscuro que pertenecen a la Formación Huergas, por el momento, se ha recuperado un solo espécimen de este artrópodo fósil que se conserva como un cuerpo comprimido, preservando un ligero resalte a lo largo de su eje central, particularmente en su región posterior. El contorno del cuerpo y el detalle de sus características solo se hacen evidentes al sumergirse en el agua. El fósil tiene una longitud total de 7,8 mm y se pueden reconocer tres regiones:
Una región anterior que esta formada por un escudo cefálico aplanado en forma de abanico, que tiene 4,5 mm de ancho y 2,6 mm de largo. Este cefalón muestra una arruga concéntrica consistente con haber sido originalmente un domo. La única anatomía interna identificable es un área central más oscura con ramas radiantes, que pueden corresponder a divertículos digestivos o pueden estar relacionados con posibles apéndices de los cuales no hay rastro.
Una región media, ligeramente elevada en el centro, tiene 2,3 mm de largo y 2,1 mm de ancho. Tiene 6 pares de apéndices unimodos, algunos de los cuales, aunque incompletos, superan los 2 mm de longitud. Los más largos tienen al menos tres podómeros, y algunos de ellos muestran pliegues longitudinales que apuntan a una cutícula relativamente resistente. Sin embargo, el número total de podómeros por apéndice es desconocido, al igual que los extremos distales de estas extremidades y cómo se unen al cuerpo. Esta tagma, aunque es diferente en forma y estructura del área cefálica, carece de un límite claro con él y, por lo tanto, puede considerarse como parte del cefalotórax o prosoma.
La tercera región es el abdomen, de 3,1 mm de largo y 1,3 mm en este punto más ancho y compuesto de 5, quizás 6, segmentos. Los segmentos están separados por surcos transversales débiles.
Según los datos disponibles, las afinidades de quelicerado o crustáceo de este artrópodo son aún inciertas. El artrópodo fue encontrado en depósitos interpretados como un medio marino offshore, por debajo del nivel de las olas. Junto a el es han encontrado: bivalvos (Pterinopectinidae) relativamente abundantes, tentaculitidos como Styliolina, larvas de gasterópodos, nautiloideos en forma de conchas ortocónicas pequeñas, pequeñas conchas de ammonoideos, braquiópodos de pequeño tamaño, unas escasa pleuras de trilobites, ostrácodo mal conservados, crinoides, esponjas y briozoos. La presencia, en lo que se considera un entorno euxínico, de material fragmentario de organismos bentónicos que generalmente se encuentran en una disposición alargada, podría explicarse si corresponde a restos fecales desagregados de algún gran depredador pelágico, posiblemente peces agnatos.
FORMACION PORTILLA (CANDAS):
Esta Unidad se sitúa en transito gradual sobre la infrayacente y Bosch la dividió en cuatro miembros:
-MIEMBRO A: De 21 metros de espesor esta compuesto por calizas arenosas con estratificación cruzada que se depositarían en una plataforma submareal.
-MIEMBRO B: Formado por 30 metros de calizas grises claras bien estratificadas o masivas. Correspondería al Miembro Medio de Comte. El medio seria arrecifal.
-MIEMBRO C: Formado por 24 metros de areniscas cuarcíticas con estratificación paralela depositadas en un medio litoral (playa) que van pasando hacia arriba a areniscas calcáreas y calizas bioclásticas. Equivale al Miembro B de Mohanti.
-MIEMBRO D: Se trata de 29 metros de calizas grises con corales y braquiópodos en facies arrecifales, equivalente al Miembro C de Mohanti.
En la siguiente figura se puede ver esta columna:
Formación Portilla sensu lato constituye una sucesión dominantemente carbonatada, depositada en una rampa en la que se reconocen tres cinturones de facies principales. El cinturón más proximal es el menos frecuente y está constituido por facies de lagoon que se formaron al amparo de una zona de alta energía en la que se formaban barras bioclásticas en momentos transgresivos o contrucciones arrecifales (framestones) en momentos regresivos. Finalmente, la zona más externa, correspondiente a una rampa más profunda y tranquila, presenta una sedimentación fangosa con margas y pizarras y registra los primeros episodios de las bioconstrucciones, constituidos por bafflestones y bindstones de organismos ramificados y laminares.
La Formacion se incluye en el quinto episodio arrecifal en el que los términos arrecifales del parecen ser dominantes durante momentos de progradación de la rampa en un cortejo de nivel de mar alto, para en los momentos transgresivos formarse depósitos de barras esqueléticas y sus equivalentes distales.
En esta formación abundan los fósiles de corales rugosos masivos (Phillipsastrea), ramificados (Sociophyllum) y solitarios (Acantophyllum, etc…), corales tabulados (Alveolites, Thamnopora,…), estromatoporideos y braquiópodos (Davidsonia). En la siguiente fotografía se pueden ver unos ejemplares de braquiópodos y crinoideos de la Formación Candas en Antromero (Asturias).
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| Figura nº 55: Braquiópodos y crinoideos del Devónico. |
La edad de la Formación Portilla seria Givetiense-Frasniense y en la parte alta de la Formación se sitúa el Evento Pharciceras (PHE) relacionado con un cambio climático global y la transgresión Tagánica y marcado por una gran extinción que afecto a los braquiópodos, permitiendo el desarrollo de los Cyrtospiriferidae.
El afloramiento típico de esta Formación apareciendo crestones de calizas masivas composición entre zonas mas deprimidas tiene relación con su composición litológica. Así los depósitos más margosos, fosilíferos o no, dan lugar a intervalos más fácilmente erosionables y deprimidos, mientras que los intervalos dominados por depósitos de calizas bioconstruidas (arrecifes) dan lugar a crestones de aspecto masivo que, como se ha mencionado, corresponde a construcciones desarrolladas en una rampa carbonatada, en momentos de progradación en cortejos de nivel del mar alto.
LAS ARENISCAS DEL DEVONICO SUPERIOR:
Durante el Devónico superior los sedimentos procedentes de la erosión de las partes internas de la Cuenca Astur-Leonesa y del Geoanticlinal Asturiano se dispusieron en forma de cuñas clásticas en la parte más externa de la cuenca sedimentaria. Estas cuñas se organizaron en tres formaciones: la Formación Areniscas de Nocedo del Frasniense, la Formación Pizarras de Fueyo del Fameniense y la Formación Areniscas de Ermita de edad Fameniense tardío - Tournasiense temprano (Comte, 1959; Aramburu et al., 2004).
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| Figura nº 56: Columna sintética de las Areniscas del Devónico Superior. |
En el Sinclinal de Alba estas tres formaciones han sido descritas por Rodríguez Fernández et al (1985):
FORMACION ARENISCAS DE NOCEDO:
Formada por 270 a 300 metros de areniscas con estratificación cruzada planar con porosidad móldica, lutitas con estratificación flaser y cuñas areniscosas bioturbadas y uno o varios tramos carbonatados formados por barras o canales bioclásticos con estratificación herringbone. La Formación se divide en dos miembros: Gordón y Millar que constituyen secuencias regresivas y una unidad de calizas suprayacente, la Caliza de Crémenes. Cada miembro contiene una secuencia siliciclástica granocreciente. Las calizas del Miembro Gordón representan un bajío crinoidal y las que aparecen en el Miembro Millar corresponden a biostromas de corales y estromatopóridos. La ultima unidad, la Caliza de Crémenes, presenta un área de afloramiento muy restringida.
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| Figura nº 56: Areniscas ferruginosas con laminación cruzada y porosidad módica. |
La unidad caliza inferior, que se corresponde con la Unidad Calizas del Molino aparece intercalada con las areniscas costeras de la parte superior del Miembro Gordón y presenta una mas amplia distribución geográfica. Esta Unidad calcárea puede alcanzar los 52 metros de espesor. Están consideradas como depósitos litorales de rampa mixta carbonato-siliciclástica (Sánchez de la Torre, 1977; Loevezijn, 1986; Aramburu et al., 2004), y se presenta como un cuerpo calcarenítico, no arrecifal, suavemente inclinado al Sur. En la siguiente fotografía se puede ver el aspecto de las areniscas ferruginosas de la equivalente Formación Piñeres en Antromero (Asturias)En la base del Miembro Millar se sitúan las Calizas de Varga una unidad de 12 metros de espesor compuesta de lutitas calcáreas moradas con braquiópodos y briozoos en la base y calizas grises macizas a techo, depositadas en un ambiente marino abierto por debajo del nivel de las olas.
La Formación se deposito en una plataforma con una pendiente de deposición muy suave con cambios de nivel del mar de baja amplitud donde los cinturones de facies se mueven a favor o en contra de la pendiente. Estas características son típicas de un sistema de rampa en condiciones climáticas de tipo invernadero (greenhouse) (Read, 1998, Zeller et al., 2015). El clima del Frasniense se caracteriza por intervalos muy calientes con pulsos de enfriamiento cortos durante el Frasniense terminal. En la parte alta de la Formación Nocedo se localiza el Evento Frasnes (FE) que viene marcado por la desaparición de las importantes construcciones arrecifales devónicas que ya no se recuperaron.
La edad de la Formación seria Frasniense terminal- Fameniense inferior.
FORMACION PIZARRAS DE FUEYO:
Con un espesor de 120 a 150 metros esta constituida por lutitas con nódulos, areniscas bien estratificadas y conglomerados polimícticos de base canalizada. Se divide en dos tramos, uno basal formado por lutitas con nódulos e intercalaciones de conglomerados polimícticos silíceos con estratificación cruzada planar y gradación inversa. Localmente aparecen brechas y costras ferruginosas. El tramo superior esta constituido por una alternancia de arenisca y lutitas con estratificación flaser y lenticular, ripples de oscilación, grietas de desecación e impresiones de gotas de lluvia. Estos depósitos corresponderían una secuencia regresiva que se inicia en una plataforma submareal que evoluciona a fan deltas y deltas fluviales.
Edad Fameniense.
FORMACION ARENISCAS DE LA ERMITA:
Formada por 50 a 70 metros de depósitos costeros (barras y playas inter y supramareales) e incluso aluviales de alta energía como areniscas, cuarcitas, areniscas ferruginosas y microconglomerados polimícticos con estratificación cruzada planar y en surco junto a herringbone y con intercalaciones de lutitas y limolitas bioturbadas en una secuencia regresiva con delgados lentejones de calcarenitas a techo.
Colmenero da la siguiente sucesión (En MAGNA):
- 44,00 metros: Tramo de cuarcitas bien estratificadas, estrato y granocrecientes, bioturbadas con ripples de corriente y cantos blandos.
- 41,20 metros: Alternancias de areniscas de grano fino en capas continuas con laminaciones paralelas y de ripples, limolitas y lutitas. En los estratos aparecen huellas de carga, de arrastres y bioturbación.
- 21,50 metros: Areniscas ferruginosas y masivas de base erosiva con cantos blandos y estratificación cruzada deformada.
- 48,60 metros: Cuarcitas que van pasando a areniscas arcillosas a techo. Laminaciones paralelas y de ripples junto con estructuras de deformación (slumping) y bioturbaciones.
- 133,50 metros: Cuarcitas masivas con lentejones microconglomeráticos frecuentes y hacia el techo pudingas y brechas cuarcíticas. Cicatrices erosivas, estratificación cruzada en surco y planar de media escala. Aparecen bioturbaciones (pistas).
CARBONIFERO:
- 44,00 metros: Tramo de cuarcitas bien estratificadas, estrato y granocrecientes, bioturbadas con ripples de corriente y cantos blandos.
- 41,20 metros: Alternancias de areniscas de grano fino en capas continuas con laminaciones paralelas y de ripples, limolitas y lutitas. En los estratos aparecen huellas de carga, de arrastres y bioturbación.
- 21,50 metros: Areniscas ferruginosas y masivas de base erosiva con cantos blandos y estratificación cruzada deformada.
- 48,60 metros: Cuarcitas que van pasando a areniscas arcillosas a techo. Laminaciones paralelas y de ripples junto con estructuras de deformación (slumping) y bioturbaciones.
- 133,50 metros: Cuarcitas masivas con lentejones microconglomeráticos frecuentes y hacia el techo pudingas y brechas cuarcíticas. Cicatrices erosivas, estratificación cruzada en surco y planar de media escala. Aparecen bioturbaciones (pistas).
García-Alcalde et al (1979) le dan una edad Fameniense superior-Tournasiense Medio, situándose el limite Devónico-Carbonífero algo por debajo del techo de la Formación.
CARBONIFERO:
Durante el Carbonífero la Zona Cantábrica formo parte de una cuenca sinorogénica ligada al orógeno varisco del que seria una cuenca antepaís con una evolución determinada por el emplazamiento de sucesivas unidades alóctonas en una secuencia forward. La cuenca estaría compuesta por un surco profundo adyacente al orógeno y un umbral en el que se produciría una sedimentación carbonatada tras el cual un sector enlazaría con el antepais. En el umbral se depositaria la Formación Valdeteja y en los sectores mas proximales de la cuenca de antepaís se depositaria la Formación San Emiliano (ver figura nº 64).
En la Zona Cantábrica cuando se habla del Carbonifero se emplean diferentes escalas cronológicas según la sedimentación sea marina (cronología rusa) o continental (cronología europea o americana) por eso antes de comenzar la descripción coloco este cuadro que resume las subdivisiones del Carbonífero en Europa.
En la Zona Cantábrica cuando se habla del Carbonifero se emplean diferentes escalas cronológicas según la sedimentación sea marina (cronología rusa) o continental (cronología europea o americana) por eso antes de comenzar la descripción coloco este cuadro que resume las subdivisiones del Carbonífero en Europa.
Durante el Carbonífero Inferior se produjo una sedimentación condensada que cambio después de la sedimentación de las Capas de Olaja (Serpukhoviense) para pasar a una sedimentación mas espesa con un carácter turbidítico y carbonatado. En la siguiente figura se puede ver una columna
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| Figura nº 57: Serie condensada del Carbonifero Inferior en la Zona Cantábrica. |
FORMACION BALEAS o CALIZAS DE CANDAMO:
Esta constituida por un delgado nivel (+-6 metros) de calizas detríticas, bioclásticas (packestone de crinoideos y briozoos) y a veces microconglomeráticas, generalmente recristalizadas de colores blancos o rosados y con estratificaciones cruzadas. Hacia el techo predominan las calizas blancas encriníticas y estilolíticas. Algunos autores incluyen este nivel dentro de la Formación La Ermita (Miembro Mampodre). Se habrían depositado en barras o bancos bioclásticos en una plataforma marina somera de baja productividad sometida a la acción del oleaje, el medio cambiaria lateralmente a ambientes de plataforma mas profundos y protegidos donde la sedimentación seria lutítica (Formación Vegamián). El paso a la Formación superior es neto sobre una superficie bioturbada.
Se han encontrado varios géneros de conodondos principalmente: Bispathodus, Polygnatus y Pseudopolignathus. Su edad en base a su registro fósil se considera Tournasiense Inferior, Medio y Superior, aunque hay autores que consideran puede alcanzar el Fameniense Superior.
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| Figura nº 58: La Formación Candamo en Loredo (Asturias). A muro se sitúan las Areniscas ferruginosas de la Formación Naranco y a techo las calizas nodulosas rojas (griotte) de la Formacion Alba. |
FORMACION VEGAMIAN:
Se trata de un cambio lateral de facies de la Formación Baleas (raramente coinciden en el mismo afloramiento), de espesor generalmente muy reducido (máximo 4 metros). Litológicamente esta formada por pizarras grises oscuras y limolitas con nódulos de fosfatos, manganeso y chert que localmente pueden presentar intercalaciones areniscosas o lentejones de carbonatos. En un medio tan hostil la fauna bentónica fósil es muy escasa, algún braquiópodo (chonétidos de pequeño tamaño como Rugosochonetes laguessianus angustus), ostrácodos entomozoideos, bivalvos y trilobites (Namuropyge, Pseudowaribole, Reediella, Brachymetopus, Paladin, Cyrtosymbole y Archegonuns), el cefalópodo Muensteroceras arkansanum y conodontos.
Estos materiales se depositarían en un medio anóxico de plataforma nerítica distal poco profunda (+- 60 a 100 metros) con baja intensidad de sedimentación. Su edad coincide con la de la Formación Baleas: Tournasiense Medio a Superior.
FORMACION ALBA O GENÍCERA:
Es una de las formaciones o unidades litoestratigráficas mas características de la Zona Cantábrica (Caliza Griotte carbonífera) constituyendo un nivel guía muy apreciado en la cartografía regional. La Formación Alba está formada por 20-30 m de calizas nodulares con cefalópodos que, con frecuencia, intercalan un tramo intermedio de cherts y pizarras. Wagner et al. (1971) la denominaron Formación Genicera y la dividieron en tres miembros Gorgera, Lavandera y Canalón. En muchos cortes se ha podido datar, mediente conodontos, Viseense superior y el Serpukhoviense inferior (Pendleiense) y en algunas otras es han encontrado ammonoideos y conodontos del Pendleiense (Wagner-Gentis, 1980). El Arnsbergiense (Serpukhoviense superior) se ha reconocido en Santa Olaja de la Varga (Belka y Lehmann, 1998).
La Formación con un espesor de 28 metros se divide en tres miembros:
MURO: Formación Baleas o Ermita en contacto neto.
- Miembro Gorgera: es el mas bajo y esta formado por calizas nodulosas rojizas en facies griotte. Se trata de calizas wackestone bioclásticas con algún nivel de mudstone e interestratificaciones de pizarras rojas. Los estilotitos son muy abundantes. Su techo, probablemente, sea diacrónico.
- Miembro Lavandera: constituido por radiolaritas que alternan con pizarras silíceas estas últimas mas abundantes a techo.
- Miembro Canalón: el mas alto esta constituido por calizas mudstone nodulosas rojas y calizas grises con interestratos pizarrosos rojizos y verdes. También son abundantes los estilolitos. El techo del Mb. Canalón es probablemente diacrónico.
TECHO: Formación Barcaliente en contacto gradual (calizas rosadas).
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| Figura nº 59: La caliza griotte carbonifera en Loredo (Asturias). |
El contenido fósil de esta formación es mas rico que el de las formaciones que la preceden, principalmente goniatites y conodontos, formas nectónicas propias de mares abiertos. Se encuentran cefalópodos de los géneros del Viseense Inferior: Ammonellipsites, Winchelloceras, Michiganites, Muensteroceras y Dzhaprokoceras y los géneros Goniatites, Irinoceras, Hypergoniatites, Platygoniatites, Donbarites y Girtyoceras del Viseense Superior. Los trilobites son abundantes (con 25 especies de proétidos reconocidas).
El contenido en conodontos es muy grande y dominan los del genero Gnathodus pero con un cortejo muy variado.
Las faunas de corales pertenecen a la denominada “Fauna de Cyathaxonia” con formas de solitarias simples: Cyathaxonia, Rotipphyllum, Tachylasma y Ufimia de aguas profundas y tranquilas, lejos de la costa. Los crinoideos son muy escasos siendo el mas común Balearocrinus cantabricus de ambientes pelágicos de baja energía.
El ambiente de sedimentación de la formación comprende desde submareal por debajo del nivel efectivo de las olas (Facies Aguasalio), con faunas variadas, a talud marino de baja pendiente (facies Genicera) y cuenca profunda bien oxigenada con formas nectónicas y planctónicas).
La edad de la Formación ha sido establecida por su alto contenido en fósiles (goniatites, trilobites, conodontos,…) abarcando todo el Viseense y parte de Namuriense A Inferior.
Wagner et al. (1971) diferenciaron en el sinclinal de Alba, las Capas de Olaja, considerándolas como un miembro de la Formación Alba. El Miembro Olaja estaría formado por pizarras silíceas y margas de colores rojos o verdes, un espesor de alrededor de 10 metros y contiene niveles con ammonoideos y ostrácodos del Arnsbergiense (Namuriense E2). Sin embargo, en la sección de Santa Olaja de la Varga este miembro alcanza espesores menores y se localizan directamente bajo la Formación Barcaliente. En otras localidades el Miembro Olaja puede encontrarse sobre el Miembro Canalón de la Formación Alba que incluye capas de pizarras entre calizas nodulares y niveles de brechas intraformacionales con abundante matriz arcillosa, o incluso calizas crinoidales con algunos corales retrabajados. El miembro presenta facies de cuenca marina y es equivalente al tramo más alto del Miembro Canalón en los sitios donde éste llega al Arnsbergiense, esta formado por calizas nodulares y capas de flujos gravitatorios, correspondientes a depósitos de ruptura de pendiente de una rampa.
Por debajo de la Formacion Cuevas se definió el Miembro San Adrián (Kullmann et al 1977) constituido por un conjunto de calizas grises y negras similares a la Formación Barcaliente y con un espesor muy variable (0 a 22 metros). Se edad seria Serpukhoviense (Pendleiense). Por encima de este Miembro y debajo de la Formación Barcaliente se pueden diferencias un par de metros de margas con calizas grises nodulares denominadas Capas de Millaró con ammonoideos del Arnbergiense Medio-Superior. Estas capas fueron depositadas, al menos en toda la Región de Pliegues y Mantos, durante el anegamiento de la rampa en que se deposito la Formación Alba y se interpreta como un episodio de aportes mínimos en el inicio de la implantación de un surco de antepaís. La transgresión origino la instalación de la plataforma carbonatada en la que se deposito la Formación Barcaliente sobre el margen dístal del surco de antepaís y/o por el relleno de las turbiditas de aguas profundas de la Formación Cuevas en la Unidad de Somiedo-Correcillas .
FORMACION CUEVAS o FORMACION OLLEROS:
En el núcleo del Sinclinal de Alba se localiza una compleja secuencia carbonífera agrupada en una Unidad Litoestratográfica singular: La Formación Cuevas que se dispone sobre las calizas griottes de la Formación Genicera/Alba que se subdivide en tres miembros.
El miembro basal corresponde a un transito gradual con la formación infrayacente, las Capas de Olaja que están compuestas por una alternancia de lutitas, areniscas, microconglomerados y calizas micríticas con estructuras típicas de las facies turbíditicas. Estos materiales contienen cefalópodos (géneros Eumorphoceras y Proshumardites) y ostrácodos entomozoidos del genero Truyolsina de aguas distales, tranquilas y poco oxigenadas y edad Namuriense A Inferior. Sánchez de La Torre le dan a esta Unidad un espesor de 518 metros y la dividen en los siguientes tramos:
Tramo 1.- Con un espesor de 147 metros esta compuesto por secuencias turbidíticas de pizarras, limolitas y areniscas con intercalaciones de areniscas amarillas canalizadas con restos vegetales y marcas de corriente (flutes y grooves) que indican paleocorrientes de SW y el W. Son frecuentes las capas y nódulos de siderita. Estos materiales se depositarían en la parte delantera de un abanico submarino (“basin plain”) que aportaría sedimentos procedentes de la parte Sur y Oeste de la cuenca sedimentaria.
Tramo 2.- De 145 metros de espesor de areniscas de grano medio a grueso, muy gruesas a microconglomeráticas a muro donde presentan cicatrices erosivas.
Tramo 3.- Tramo muy potente (218 metros) de secuencias positivas que empiezan con areniscas de grano grueso y base erosiva y pasan hacia arriba a limos y pizarras con intercalaciones de margas y calizas margosas fétidas, lajosas y muy bioturbadas. Estos niveles carbonatados pueden tener el suficiente espesor (10 metros) y extensión lateral como para poder ser cartografiables. Este tramo y el anterior corresponderían a depósitos de abanicos turbíditicos de baja eficiencia en el transporte con depósitos calcáreos de medios profundos. Correspondería al Miembro Pinos de la Formación San Emiliano.
Tramo 4.- Tramo de 8 metros de espesor de brechas de matriz margosa y clastos redondeados de calizas que pueden llegar a los 2 metros de diámetro. Corresponde a depósitos de talud (“debris flow”) con clastos procedentes de calizas ya litificadas diferentes a las de los tramos anteriores.
El segundo miembro esta formado por calizas tableadas muy replegadas que algunos autores asimilan a la Formación Barcaliente. Su espesor es muy variable (de 100 a 300 metros) y lateralmente pasan a lutitas con intercalaciones calcáreas.
El tercer miembro esta compuesto por lutitas grises oscuras con intercalaciones de hasta 10 metros de grosor de paraconglomerados de clastos silíceos en matriz de areniscas, areniscas de grano fino, brechas con clastos de calizas y areniscas en matriz lutítica, calizas micríticas en estratos de poco grosor (10 cm) laminadas y bioturbadas y alternancias de lutitas y litarenitas en secuencias turbidíticas que terminan en estratos gruesos de litarenitas de grano medio a fino (Formación Olleros?).
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| Figura nº 60: Cambio lateral de faces de la Formacion Barcaliente a la Formación Cuevas. |
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| Figura nº 61. |
Por otra parte Wagner et al (1971) definen, en el Sinclinal de Alba y por encima de las Capas de Olaja, una Unidad que ellos denominan Formación Olleros constituida por pizarras, areniscas y algunas capas de calizas. En la parte inferior de la formación aparecen pizarras con algunas delgadas intercalaciones de areniscas que se hacen mas abundantes a partir de la mitad de la serie donde se ordenan en secuencias con granoclasificación y otras estructuras sedimentarias. Las calizas en bancos delgados comienzan a aparecer a 267 metros de la base de la formación y 50 metros mas arriba la sucesión pasa de terrígena a carbonatada formada por 80 metros de calizas oscuras, fétidas y laminadas y una facies muy parecida a la de la Formación Barcaliente. En el núcleo del sinclinal se encuentran términos mas altos constituidos por pizarras, areniscas, niveles de conglomerados y capas de calizas en una sucesión poco conocida. Esta Unidad es muy poco fosilífera y la poca flora que se ha encontrado parece indicar una edad Namuriense B. Sin embargo, la presencia en las primeras capas calcáreas de Gnathodus bilineatus bollandensis parece indicar una edad Namuriense A.
Una Unidad comparable es el conocido “Flysch de San Pedro de Antomero” en la costa asturiana donde se ha encontrado el goniatites Reticuloceras paucicrenulatum y otras formas que indican una edad Namuriense B.
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| Figura nº 62: Las turbiditas de la Formacion Olleros en la playa de Antromero (Asturias). En la esquina superior derecha detalle de una de las secuencias de Bouma. |
FORMACION BARCALIENTE:
La Formación Barcaliente es una Unidad litoestratigráfica que en la Región de Pliegues y Mantos presenta un espesor de 250 a 350 m y esta formada por calizas negras arcillosas, ricas en materia orgánica y frecuentemente laminadas. En una parte de la Unidad de Somiedo-Correcillas esta formación está sustituida por una sucesión siliciclástica definida anteriormente (Formación Cuevas) y que contiene varios episodios carbonatados. Wagner et al (1971) identificaron uno de estos episodios carbonatados como una cuña de la Formación Barcaliente situada dentro de la sucesión predominantemente detrítica de la Formación Cuevas y lo denominaron “caliza media” (o Miembro Medio).
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| Figura nº 63: F. Barcaliente. |
Se trata de una unidad litoestratigráfica de características muy constantes en toda la Zona Cantábrica. Esta formada por calizas grises oscuras en estratos decimétricos o centimétricos de formas tabulares y/o ondulantes con laminaciones paralelas u ondulantes (ver fotografía de la figura de la derecha) Son calizas mudstone mas raramente wackestone con muy poco contenido fósil (algas, equinodermos y lamelibranquios de concha fina). A techo pueden aparecer brechas singenéticas (Brechas del Porma) que algún autor asimila a la disolución de evaporitas y otros a fenómenos de deslizamientos turbidíticos en pendientes (“debris flows”).
La formación se depositaria en una plataforma carbonatada somera de baja energía con circulación restringida y facies submareales que pueden pasar a inter y supramareales con laminaciones de algas y precipitación de evaporitas.
Su contenido faunístico fósil es muy escaso apenas un delgado nivel con martiniáceos (“Martiniopsis band”) y algunas asociaciones de conodontos con Gnathodus, Lochrinea y Paragnathodus de edad Arnsbergiense, Declinognathodus del Chokieriense-Alportiense, Ideognahoides en el Kinderscutiense e Idiognathodus en el Marsdeniense. Su edad se considera Serpujoviense (de Namuriense A a Namuriense B superior).
FORMACION SAN EMILIANO:
Una compleja y potente Unidad litoestratigráfica que se divide en tres miembros: Pinos, La Majúa y Candemuela.
El Miembro Pinos estaría formado por 250-300 metros en Pinos y 1.000 metros en Robledo de Caldas. Compuesto por lutitas oscuras con briznas vegetales, tramos de areniscas y ocasionales lentejones calcáreos. En la parte baja del miembro aparecen turbiditas calcáreas formadas por olistolitos, olistotromas, conglomerados y calclititas y procedentes de la Formación Valdeteja y a continuación (parte baja y media del miembro) areniscas de carácter turbidítico. La parte alta del miembro es exclusivamente lutítica con algunas intercalaciones de areniscas con estructuras de corriente y de ola y con algunos niveles delgados y discontinuos de carbonatos en la parte superior. El techo viene definido por la primera capa calcárea con continuidad lateral. La fauna y la bioturbación son escasas.
El Miembro La Majúa esta compuesto por unos 1.050 metros de alternancia de rocas siliciclásticas con ocho niveles calcáreos principales que presentan base neta sobre los términos terrígenos infrayacentes y techo con paso gradual a lutitas. Las calizas son wackestones bioclásticas y a veces están formadas por bioconstrucciones lenticulares de Donezella. Los intervalos terrígenos están constituidos por secuencias granodecrecientes correspondientes de espesor métrico a decamétrico con muro y techo netos, laminaciones paralela y ripples de corriente y de ola serian correspondientes a etapas de progradación deltaica sobre una plataforma marina somera con cuerpos canalizados que a veces presentan a techo una capa de carbón en la parte alta del miembro. Este miembro equivaldría lateralmente al Grupo Lena de la Cuenca Carbonifera Central Asturiana (CCC).
El Miembro Candemuela con un espesor de, al menos, 500 metros (a veces 1.100 a 1.200 metros) consta principalmente de rocas siliciclásticas en secuencias granocrecientes o granodecrecientes con pocas intercalaciones calcáreas hacia su parte baja y algunas capas de carbón de calidad baja y potencia reducida organizadas en 5 paquetes en la Cuenca de Quiros. El estudio de su contenido florístico indica una edad Moscoviense. Este miembro equivaldría lateralmente la Grupo Sama de la Cuenca Carbonífera Central Asturiana.
La formación tiene un alto contenido fosilífero, que incluyen tanto organismos marinos tanto como paleoflora en los niveles superiores. Entre los macrofósiles marinos bentónicos se encuentran braquiópodos, crinoideos, bivalvos, gasterópodos y trilobites. Es destacable que los braquiópodos procedentes de esta zona han permitido definir hasta ocho especies nuevas, dos de las cuales son especies tipo de sus géneros (Cantabriella schulzi y Ligatella sarytchevae).
La Formación se deposito en los inicios de la Orogenia Varisca y por lo tanto presenta una historia sedimentaria muy compleja, de carácter somerizante partiendo de un medio de cuenca profunda/talud hasta un medio marino somero y finalmente deltaico con carbón. La sedimentación se realizo en una cuenca antepais (surco de antepaís) por medio de abanicos submarinos con materiales procedentes de la erosión del orógeno en proceso de levantamiento y en parte del umbral.
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| Figura nº 64: Medio sedimentario de la Formación San Emiliano. |
Durante las principales fases del plegamiento hercínico se interrumpió la continuidad en la sedimentación carbonífera que continuo en el Carbonífero Superior (Estefaniense) con los depósitos ya discordantes sobre el conjunto sedimentario pre y sinorogénico. Cerca de Barrios de Luna se encuentra la Cuenca Carbonífera de La Magdalena dispuesta en forma de un sinclinal apretado y alargado según la dirección E-W con el flanco meridional fallado.
DEPOSITOS POSTECTONICOS:
En esta zona los depósitos postectónicos que se sitúan discordantes corresponden a afloramientos Estefanienses y Albienses que se conservan en una fosa tectónica desarrollada sobre el Precámbrico (Pizarras del Narcea/Mora) y limitada por dos fracturas de dirección prácticamente Este-Oeste. El Estefaniense se deposita sobre un relieve abrupto rellenando paleovalles con depósitos detríticos gruesos (conglomerados, brechas, etc) mientras que el Cretácico se deposita sobre un relieve ya peneplanizado.
ESTEFANIENSE:
La Cuenca de La Magdalena presenta depósitos atribuidos a la Formación Prado (Grupo Cea) que presentan un espesor mínimo de 1.500 metros.
En La Magdalena se distinguen tres megasecuencias:
- Megasecuencia Inferior: se encuentra discordante sobre rocas mas antiguas (sobre todo precámbricas) y esta formada por paraconglomerados de cantos angulosos en una matriz lutílica roja. La megasecuencia continua con depósitos de areniscas (litarenitas) con estratificación cruzada en surco alternando con lutitas que hacia el techo pueden contener capas de carbón. El medio de sedimentación correspondería a un abanico aluvial que en la base tendría depósitos proximales, detríticos gruesos originados por “debris flows”, que evolucionarían a depósitos fluviales de abanico medio. A techo se instalarían condiciones de régimen lacustre en el que se formarían capas de carbón con extensiones laterales de varios kilómetros.
- Segunda megasecuencia: formada por ortoconglomerados clastosoportados en bancos de distinto espesor y base no erosiva atribuidos a depósitos de tamiz (“debris flows” sobrelavados). Areniscas con estratificación cruzada en surco, plana y ripples de corriente y de oscilación. Las lutitas son de color verde a verde grisáceo.
- Tercera megasecuencia: muy semejante a la anterior con secuencias granodecrecientes formadas por areniscas con laminaciones paralelas y ripples, limolitas y lutitas verde azuladas con capas de carbón de hasta 2 metros de potencia. Hay una mayor presencia de los depósitos canalizados de tipo “braided” con el establecimiento al final de la megasecuencia de depósitos fluvio-lacustres interdigitados.
Esta serie se ha interpretado como depósitos proximales y medios de abanicos aluviales en un ambiente palustre con canales fluviales, llanuras de inundación y pantanos. Se han identificado un par de transgresiones marinas marcadas por la presencia de pizarras con lamelibranquios encima de las capas de carbón. El contenido florístico es muy abundante con un horizonte basal con Oligocarpia grigorievi, Pecopteris corsini, Pecopteris subelegans datadas en el Estefaniense A-B. Después aparece la asociación Althopteris bohemica, Pecopteris melendezi, Pecopteris hemiteloides, Slethopteris leonensis, Pecopteris ameromi y Oligocarpia grigorievi que son especies que se extinguen en el Estefaniense B superior.
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| Figura nº 63: Flora del Estefaniense de La Magdalena (León). |
La edad se considera Estefaniense B inferior a B Superior (Kasimoviense).
CRETACICO:
El Cretácico aparece en retazos formando una banda discontinua en el borde meridional del Paleozoico sobre el cual se sitúa discordante sobre un relieve peneplanizado antes de la Orogenia Alpina. Se presenta una facies Utrillas muy típica formada conglomerados, gravas, arenas, limos y lutitas de colores muy claros (blancos, amarillos, violáceos,…).
Se divide en dos tramos:
- Tramo Inferior: Se le denomina Formación Voznuevo compuesta de un nivel inferior de paraconglomerados de espesor muy variable, de clastos silíceos subredondeados y subesfericos con una matriz arenosa cuarzoarenítica o subarcósica con finos de tipo caolínitico. Hacia arriba van pasando a arenas con microconglomerados y gravas finas con cicatrices erosivas y estratificaciones cruzadas en surco en las que aparecen intercalaciones lutiticas cada vez mas frecuentes. El medio de sedimentación seria fluvial evolucionando de braided a meandriforme. Edad Albiense.
- Tramo Superior: es de naturaleza carbonatada (dolomías primarias arenosas y recristalizadas, azoicas) de muy escaso espesor (-10 mts). Es de origen intra a supramareal y constituyen los niveles marinos mas occidentales del Cretácico Superior del Macizo Ibérico.
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| Figura nº 65: Formación Voznuevo (cretacico en facies Utrillas). La Magdalena. |
RASGOS ESTRUCTURALES DE LA ZONA DE BARRIOS:
El zócalo paleozoico y precámbrico de la mitad oeste peninsular constituye el denominado Macizo Ibérico (o Hespérico) que atendiendo a su estratigrafía, estructura tectónica y paleogeografía ha sido dividido en varias zonas. Dentro de la Cordillera Cantábrica se encuentran tres de estas: la Zona Centroibérica (ZCI), la Zona Asturoccidental-leonesa (ZAOL) y la Zona Cantábrica (ZC). Los materiales que componen estas tres zonas se hallan dispuestos en forma de un arco cóncavo conocido como “Rodilla Astúrica”. Barrios de Luna y el Puerto de Pajares se localizan dentro de la Zona Cantábrica que, a su vez, fue subdividida por en “regiones” en base a sus características estratigráficas y estructurales: La Región de Pliegues y Mantos, la Cuenca Carbonífera Central, la Región de Mantos (o del Manto del Ponga), la Región de Picos de Europa y la Región del Pisuerga-Carrión. La zona de Barrios de Luna y Pajares se localiza dentro de la Región de Pliegues y Mantos que además se dividirse en una Rama Norte o Asturiana y una Rama Sur o Leonesa, también se han distinguido varias unidades geológicas separadas por importantes estructuras falladas: la Unidad de Somiedo-Correcilla, la Unidad de La Sobia-Bodón y la Unidad del Aramo.
Precisando la Zona de Barrios de Luna se localizaría dentro del Macizo Ibérico, en la parte sudoccidental de la Zona Cantábrica, inmediatamente al este del Precámbrico del Antiforme del Narcea y en la Rama Sur de la Región de Pliegues y Mantos, dentro de la Unidad de Correcilla. El Paleozoico aflora en esta región con una alineación de dirección predominante Oeste-Este, a favor de escamas de cabalgamiento vergentes hacia el norte y pliegues de esta misma orientación. Entre estas estructuras destaca el Sinclinal de Alba, un gran pliegue que se extiende a todo lo largo del norte de León, en el borde meridional de la Zona Cantábrica. Barrios de Luna se encuentra en el flanco sudoeste de este sinclinal, cerca de su terminación periclinal.
Según José Mª Toyos y C. Aramburu (2014) la sucesión Paleozoica antes descrita esta afectada por deformaciones fundamentalmente variscas en un régimen de tectónica epidérmica que ha dado lugar a la formación de un sistema de cabalgamientos con pliegues asociados. En la Zona de Barrios hay una gran estructura plegada el Sinclinal de Abelgas-Alba una unidad alóctona que constituye parte del Manto de Correcilla que se ha interpretado como una estructura del tipo pliegue de flexión de falla (fault bend fold) condicionada por la geometría de los cabalgamientos: el flanco septentrional del pliegue se desarrolla sobre las rampas cabalgadas del autóctono relativo (Unidad de Bodón) mientras que el flanco meridional se considera el resultado del apilamiento antiformal de Villabandín situado en la parte septentrional del Anticlinal del Narcea. El flanco meridional del Sinclinal de Alba se encuentra modificado por varios cabalgamientos tardios “fuera de secuencia” que en vez de producir repeticiones de partes de la serie estratigráfica como sucede en los cabalgamientos de primera generación, producen la desaparición de parte de la sucesión estratigráfica. La mas importante de estas estructuras es la Falla de Villablino.
Una vez plegada la serie durante la Orogenia Varisca y en épocas posteriores al Estefaniense, las estructuras generadas, sufrieron un acortamiento de dirección Norte-Sur que produjo un apretamiento de los pliegues y la verticalización de los cabalgamientos con ellos relacionados. En las etapas finales de la Orogenia Varisca o en episodios de deformación mas modernos se formaron numerosas fallas transversales a las principales estructuras variscas.
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| Figura nº 66: Corte estructural de la zona de Barrios de Luna (Toyos y Aramburu). |
La Unidad de Correcillas cabalga sobre una sucesión sinorogénica que alcanza hasta el Westfaliense B mientras que la Formación Pastora (Prados), de edad Estefaniense se dispone discordantemente sobre las descritas formaciones paleozoicas llegando a fosilizar las superficies de cabalgamiento. Por lo tanto, se considera que el emplazamiento de los mantos se desarrolló durante el Carbonífero (Westfaliense). La deformación que presentan los materiales Estefanienses indica que los plegamientos continuaron durante una etapa tardihercínica que se extendió hasta el final del Carbonífero y posiblemente hasta el Pérmico Inferior. Estos últimos esfuerzos tardiIhercínicos provocaron el reapretamiento de los pliegues sobre todo de los relacionados con los cabalgamientos, así́ como de la verticalización e inversión de los mismos cabalgamientos, acontecimientos que posiblemente también tuvieron lugar a lo largo de la Orogenia Alpina.
Resumiendo, en la Zona Cantábrica, las estructuras principales son los cabalgamientos y pliegues de edad hercínica (Carbonífero Superior). En esta zona las deformaciones tardihercínicas y alpinas actúan sobre las estructuras hercínicas preexistentes apretandolas, verticalizándolas e incluso invirtiéndolas, confiriendo a los cabalgamientos la apariencia de fallas normales.
La que he descrito hasta este momento es la geología sobre la que se ejecuto una de las mayores infraestructuras publicas de España, que pasare a describir a continuación:
La que he descrito hasta este momento es la geología sobre la que se ejecuto una de las mayores infraestructuras publicas de España, que pasare a describir a continuación:
DESCRIPCION DE LA OBRA DE LA VARIANTE DEL PAJARES:
Debido a la presencia de un obstáculo natural, en este caso una cordillera, Asturias ha sido una región históricamente aislada de la meseta. Este obstáculo orográfico ha permitido a Asturias tener un cierto aislamiento respecto al resto de España, aislamiento que se ha intentado evitar trazando distintas rutas para salvar la montaña. Uno de estos pasos es el de Parajes incomprensiblemente el mas utilizado en detrimento de otros mas fáciles, quizás debido a que es la ruta mas corta entre Oviedo y León. Además de la carretera nacional el Puerto del Pajares es atravesado por una Línea de FFCC: La Rampa del Pajares uno de los pasos montañosos mas difíciles del mundo. En la siguiente figura se puede ver un antiguo mapa de este trazado (Ricardo Becerro) con sus imnumerables curvas y túneles:
Los túneles de Pajares, cuyo emboquille septentrional se localiza en Telledo en la Cuenca Carbonífera Central Asturiana, atraviesan las dos grandes unidades tectónicas de la rama sur de la Zona Cantábrica: La Unidad de Bodón (Marcos, 1968) y la Unidad de Correcilla (Julivert, 1971) unidades a su vez constituidas por diversos pliegues, mantos y escamas menores. Estas dos grandes unidades tectónicas están constituidas por una sucesión sedimentaria paleozoica que va desde el Cámbrico hasta el Carbonífero Superior (Westfaliense).
En la siguiente figura se puede ver la proyección de la traza del túnel del AVE sobre la cartografía geológica del IGME:
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| Figura nº 68: Proyección del trazado del túnel de la Variante del AVE sobre la cartografia geologica del IGME. |
De forma resumida, el túnel atraviesa un total de 21 unidades lito estratigráficas distintas, que han sido descritas detalladamente anteriormente y que de mas antigua a mas moderna son:
1.- Formación La Herrería: constituida por conglomerados, cuarcitas, areniscas feldespáticas y lutitas pizarrosas. Edad: Cámbrico Inferior. La formación puede presentar una densa estratificación lo que unido a la presencia de una intensa fracturación por fallas y a la diaclasación por flexura en los pliegues puede ocasionar que la calidad del macizo rocoso sea pésima con una tendencia a la formación de bloques y piedras sueltos que pueden desprenderse con facilidad. Hidrogeológicamente es impermeable pero puede desarrollar acuíferos por fracturación de los tramos cuarticos y alteración de los niveles mas areniscosos.
2.- Formación Lancara: constituida por dolomías masivas, dolomías tabledas, calizas grises y calizas rodulosas rojas en facies griotte. Edad Cámbrico Inferior – Medio. Constituyen un excelente acuífero por karstificación que generalmente esta alimentado desde la superficie bien por afloramiento directo o por zonas de fractura.
3.- Formación Oville: constituida por pizarras, areniscas glauconíticas y cuarcitas. Incluye rocas ígneas del tipo de tobas, rocas volcánicas y subvolcánicas. Edad Cámbrico Superior – Ordovícico Inferior. La formación presenta una alternancia de niveles pizarrosos y areniscosos que pueden ocasionar numerosos problemas geotécnicos cuando se presente afectada por fallas y diaclasaciones. Hidrogeológicamente se considera impermeable.
4.- Formación Barrios: constituida por cuarcitas, areniscas blancas y pizarras. Edad Ordovícico Inferior – Medio. Por su naturaleza frágil puede presentar de mala calidad del macizo rocoso por fracturación y meteorización (arenización) sobre todo en las proximidades de los grandes accidentes tectónicos como fallas y plegamientos. La formación puede desarrollar una importante permeabilidad por fracturación y constituir un excelente acuífero.
5.- Pizarras y areniscas del Pajares: constituida por pizarras y areniscas. Edad Ordovícico Medio. Pueden aparecer problemas por posibles tectonizaciones de sus contactos.
6.- Formación Cuarcitas de La Serrona: constituida por cuarcitas masivas. De Edad Ordovícico Medio. Al igual que la Formación Barrios puede ser muy inestable por facturación frágil y constituir un excelente acuífero cuando se presenta fracturada y/o arenizada lo que ocurre con bastante frecuencia.
7.- Formación Formigoso: constituida por pizarras negras ampelíticas con algunas limolitas y areniscas. Edad: Silúrico Inferior y Medio (Llandovery y Wenlock). Los problemas geotécnicos que presenta esta formación son debidos a su naturaleza deleznable y posible presencia de sulfuros de hierro. Hidrogeológicamente es impermeable.
8.- Formación San Pedro: constituida por areniscas ferruginosas, cuarcitas, limolitas y pizarras. Edad: Silúrico Medio y Superior (Wenlock - Ludlow). La formación presenta una alternancia de niveles pizarrosos y areniscosos que pueden ocasionar numerosos problemas cuando se presente afectada por fallas y diaclasaciones. Hidrogeológicamente se considera impermeable aunque puede desarrollar buenos acuíferos por fracturación en sus niveles más cuarciticos.
9.- Formación Felmín: constituida por dolomías y margas. Edad: Devónico Infeiror (Lochkoviense – Praguiense). Puede desarrollar importantes karstificaciones y constituir un excelente acuífero alimentado directa o indirectamente.
10.- Formación Valporquero: constituida por lutitas grises. Edad Devónico Inferior (Emsiense). Geotécnicamente es una formación de naturaleza deleznable y peligrosa a la hora de perforarla pero hidrogeológicamente es impermeable.
11.- Formación Coladilla: constituida por calizas bioclásticas. Edad: Devónico inferior (Emsiense). Puede ser permeable por karstificación y constituir un buen
11.- Formación Santa Lucia: constituida por calizas biohérmicas, calizas bioclásticas y margas. Edad: Devónico Inferior – Medio (Emsiense – Eifeliense). Como la anterior puede ser permeable por karstificación y/o porosidad primaria por su naturaleza arrecifal a la vez que presentar problemas de estabilidad si contiene arcillas de decalcificación.
12.- Formacion Huergas: constituida por pizarras oscuras con niveles de areniscas ferruginosas. Edad: Devónico Medio (Eifeliense – Givetiense). Puede dar problemas de inestabilidad por la naturaleza deleznable de las pizarras.
13.- Formación Portilla: formada por calizas biohérmicas, calizas bioclásticas, dolomías, pizarras y margas. Edad: Devónico Medio – Superior (Givetiense – Frasniense). Formacion permeable por karstificación puede desarrollar excelentes acuiferos.
14.- Formación Ermita: constituida por microconglomerados, areniscas cuarcíticas, y limolitas. Edad: Devónico Superior (Fameniense). Como en el caso de otras formaciones similares puede presentar problemas de mala calidad del macizo rocoso por fracturación en las proximidades de grandes accidentes tectónicos (fallas y/o pliegues) y meteorización (arenización). La formación puede desarrollar una importante permeabilidad por fracturación y constituir un excelente acuífero.
15.- Formaciones Baleas y Alba: constituidas por calizas blancas encriníticas y calizas nódulosas rojas en facies griotte. De edad Devónico Superior – Carbonífero Inferior (Fameniense – Serpukhoviense). Estas formaciones carbonadas pueden constituir un bien acuífero por karstificación. La presencia de arcillas rojas puede servir de niveles de despeje y propagación de fallas y cabalgamientos.
16.- Formación Barcaliente: constituida por calizas micríticas y microesparíticas, negras, fétidas y laminadas. Edad: Carbonífero Inferior (Viseense – Baskiriense). Puede presentarse como un gran macizo karstificado con un importante desarrollo de las grandes cavernas rellenas o no de arcillas.
17.- Formación Valdeteja: constituida por calizas bioclásticas, calizas micríticas y brechas calcáreas. Edad: Carbonífero inferior (Bashkiriense). Como en el caso de la Formación Barcaliente con la que puede presentarse asociada formando un gran macizo calcáreo karstificado, en ella puede haber con un importante desarrollo de las grandes cavernas rellenas o no de arcillas difíciles de detectar desde la superficie.
18.- Formación Santo Emiliano (Miembro Pinos): constituido por lutitas oscuras, areniscas y brechas calcáreas. Edad: Carbonífero Inferior: Barshkiriense). Por su constitución eminentemente pizarrosa son terrenos deleznables muy peligrosos por problemas de fluidificación. Hidrogeológicamente es prácticamente impermeable.
19.- Formación Santo Emiliano (Miembro La Majúa): constituido por lutitas, limolitas, areniscas y calizas. Edad: Carbonífero inferior (Bashkiriense). Con unas características geotécnicas muy parecidas al miembro inferior pueden desarrollar acuíferos cautivos en los niveles carbonatados que contienen.
20.- Grupo Lena: lutitas, areniscas, margas, calizas y algunas capas de carbón. Edad; Carbonífero (Moscoviense). Geotécnicamente son terrenos deleznables pero que también pueden presentar gas metano.
21.- Formación Pastora: constituida por conglomerados, areniscas, lutitas y carbón. Edad: Carbonífero Superior (Estefaniense). La presencia de capas de carbón pueden dar lugar a problemas de estabilidad con desprendimientos y a la presencia de gases (metano).
Esta compleja secuencia estratigráfica se encuentra muy tectonizada y el túnel atraviesa, entre otros muchos, los siguientes accidentes tectónicos principales:
En el Manto de Bodón:
1.- Cabalgamiento de Bodón.
2.- Sinclinal de Pando o Pajares.
3.- Antiforme de Villasecino.
4.- Sinclinal de Sena.
5.- Antiforme del Cuetu Negru.
En el Manto de Correcilla:
6.- Cabalgamiento del Rozo.
7.- Cabalgamiento de Alcedo.
8.- Cabalgamiento de Bregón.
9.- Tren de pliegues de Buiza.
10.- Cabalgamiento de Beberino.
11.- Sinclinal del Pedroso.
12.- Cabalgamiento de Gordon.
Todas estas estructuras, y otras muchas más pequeñas, producen repeticiones de las formaciones arriba enumeradas lo que hace que a lo largo del trazado cada una de las formaciones descrita pueda ser atravesada varias veces.
Desde el emboquille septentrional hasta la salida meridional se atraviesan la mencionada serie de estructuras tectónicas casi siempre muy complejas. La primera estructura atravesada por el túnel es el Sinclinal de Pando o Pajares perteneciente a la Unidad o Manto de Bodón. Este sinclinal de núcleo carbonífero (Formación Santo Emiliano) cabalga (PK 33,500) sobre el Grupo Lena del Moscoviense y presenta en sus flancos un gran desarrollo del Carbonífero Inferior (Formaciones Valdetejas y Barcaliente) y del Paleozoico Inferior (desde el Devónico Inferior al Cámbrico) estando ausente todo el Devónico Medio y Superior. En el se han reconocido un importante desarrollo de los procesos kársticos.
El túnel atraviesa el núcleo del Sinclinal en el Pk 32,00 para después discurrir por el flanco meridional de este sinclinal hasta el Pk 30,00 para posteriormente entrar en el Anticlinal de Villasecino y Sinclinal de Sena de Luna (Pk 28,500), una estructura muy compleja desarrollada en la Formación La Herrería que se encuentra muy tectonizada y presenta varias escamas.
En este tramo se esperaba que el túnel se encontrara con, al menos 6 grandes fallas complejas con posibles tramos brechificados, arenizados y milonitizados (harinas de falla) y que pueden propiciar el desarrollo de karstificaciones en las formaciones carbonatadas.
Tras pasar por debajo de la Autopista del Pajares el túnel entra en una de las estructuras tectónicas mas complicadas estructuralmente de la Cordillera Cantábrica: el Antiforme del Cuetu Negru. Se trata de un apilamiento antiformal, muy apretado, que da lugar a una ventana tectónica en la que afloran varias (20) escamas constituidas por repeticiones de las Formaciones Láncara y Herreria junto a rocas ígneas volcánicas y subvolcánicas cámbricas y ordovícicas. El túnel atravesó en el Pk 27,500 cerca del núcleo del antiformal materiales carboníferos de la Formación Santo Emiliano, que constituyen el autóctono relativo lo que confirma la existencia de un plegamiento del cabalgamiento basal. El flanco meridional del antiformal presenta una muy compleja estructura policlinal limitada por dos grandes escamas. En la siguiente figura se puede ver un perfil geológico de las estructuras pertenecientes al Manto de Bodón, incluido el Antiformal del Cuetu Negru, atravesadas por el túnel (JM Tollos et al 2009). La presencia de una gran cantidad de planos de falla que pueden afectar a formaciones carbonatadas (Láncara) y a formaciones cuarciticas hacen sospechar de la posible presencia de terrenos muy inestables y agua.
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| Figura nº 69: Perfil geologico del Sinclinal del Pajares y del Anticlinal del Cuetu Negru (J.M. Toyos et al 2009). |
Tras atravesar el Cuetu Negru el túnel vuelve a discurrir por materiales carboníferos de las Formaciones Valdeteja y Santo Emiliano (Miembros Pinos y La Majua) que constituyen el núcleo del Sinclinal de Cármenes y son formaciones de naturaleza fundamentalmente pizarrosa y deleznable. A la altura del Embalse de Caseres la traza del túnel abandona el Manto de Bobón y entra en la Unidad (Manto) de Correcillas. Esta Unidad cabalga sobre la Unidad de La Sobia - Bodón por medio de la superficie regional de despegue que se desarrolla a nivel de la Formación Láncara: el Cabalgamiento de Correcillas, si bien existen otras superficies de despegue de menor rango desarrolladas en el seno de los niveles blandos existentes en la secuencia estratigráfica, son de esperar karstificaciones asociadas a las grandes fracturas.
Dentro de la Unidad de Correcillas se distinguen las escamas de Abelgas – Bregón y de Aralla – Rozo, separadas por el Cabalgamiento de Bregón.
La Escama de Rozo ocupa la parte frontal del Manto de Correcilla. La estructura basal de esta escama es el Cabalgamiento del Rozo que es alcanzado por el túnel en el Pk 21,50 y corresponde a un cabalgamiento del Paleozoico Inferior (Formación Lancara) sobre el Carbonífero (Formación Santo Emiliano) es decir, se dan las condiciones para el desarrollo de un importante acuífero (terrenos carbonatados permeables sobre terrenos pizarrosos impermeables conectados con la superficie por conductos preferenciales (cabalgamientos) . Esta estructura debido a su disposición plegada es cortada tres veces en el túnel (Pks 21,00; 20,50; 20,00 aproximadamente).
A la altura del Pk 19,00, en la vertiente meridional de la Sierra del Rozo, el túnel atraviesa el Cabalgamiento de Alcedo una estructura mas tardía (“fuera de secuencia”) que corta a otras mas antiguas como el Cabalgamiento del Rozo tal como se puede apreciar en los alrededores de la Presa de Casares.
A partir del Cabalgamiento de Alcedo el túnel atraviesa terrenos del Paleozoico Inferior (Formaciones Lancara, Barrios, Oville, Formigoso, Felmín y Valporquero) con toda la casuística geotécnica antes descrita.
El Cabalgamiento de Bregón es la estructura basal de la Escama de Bregón y es atravesado por el túnel en el Pk 16,50. Esta estructura se presenta invertida poniendo en contacto las Formaciones San Pedro y Valporquero (Grupo La Vid). A partir de este punto el túnel discurre bajo la estructura conocida como Tren de pliegues de Buiza una banda de pliegues muy apretados que involucran a formaciones silúricas y devónicas y que pueden ocasionas una tectonización muy importante del terreno por una intensa diaclasación del mismo a favor de las flexuras mas apretadas.
El Tren de pliegues de Buiza se continua hasta el Cabalgamiento de Beberino (Pk 12,50) otra estructura principal formada por dos fracturas invertidas que afectan a formaciones devónicas y carboníferas y pueden dar lugar a la formación de conductos preferenciales para las filtraciones de agua.
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| Figura nº 70: Perfil de la traza del AVE a través del manto de Bodón y del Manto de Torrecilla (J.M. Toyos et al, 2009). |
En el Pk 11,50 el túnel alcanza el Sinclinal de Pedroso un pliegue muy apretado de núcleo carbonífero (Formación Santo Emiliano) y cuyos flancos están fallados por sendos cabalgamientos. En ambos flancos de este sinclinal aparecen sendos afloramientos de rocas del Estefaniense (Formación Pastora de la Cuenca de Ciñera-Matallana) que se apoyan discordantemente sobre las formaciones paleozoicas más antiguas y están a su vez plegadas y falladas por los últimos episodios de deformación tardihercínicos.
La ultima estructura importante que atraviesa el túnel antes de salir a superficie en Pola de Gordón es el Cabalgamiento de Gordon, una estructura formada por un conjunto de varias escamas que afectan a materiales del Devónico (Grupo La Vid, Santa Lucia y Huergas) y que puede propiciar el desarrollo de karstificaciones en las formaciones carbonatadas que constituirán buenos acuíferos bien conectados con la superficie.
DESCRIPCION DE LA OBRA.
PROBLEMÁTICA GEOLOGICA E HIDROGEOLOGICA:
PROBLEMÁTICA GEOLOGICA E HIDROGEOLOGICA:
La relación de estudios geotécnicos para la redacción del Proyecto de la Obra de los Túneles de Pajares comenzó antes de iniciarse la redacción del mismo. La propia RENFE y el Ministerio de Fomento, realizaron varios estudios geotécnicos con vistas al estudio alternativas al trazado que finalmente se eligió. En total se realizaron 89 sondeos con un total de 9.123 metros, de los cuales 1.844 metros corresponden al Estudio Informativo. A continuación, se detallan estos estudios:
En diciembre del año 1979 se realizó por RENFE un Estudio de Alternativas 1/50.000, en el que se incluyeron catorce alternativas con radio mínimo en planta de 1.000 metros y pendientes máximas entre las 15 y 20 milésimas. En 1980 - 1981 tres de las catorce alternativas del estudio anterior estudiaron a escala 1/10.000, alternativas con un radio mínimo en planta de 1.000 metros y la rampa máxima de 20 ‰. En 1981 RENFE se realizó otro estudio, a escala 1/50.000, de otras siete alternativas mas, abarcando un mayor abanico de pendientes (12, 15 y 18 milésimas) y un radio mínimo en planta de 2.000 metros.
Un Estudio de alternativas–anteproyecto 1/25.000 (1982): Incluía dieciocho alternativas de trazado con radio mínimo de 3.000 metros y rampas de 12,15 y18 milésimas, para unir La Robla y Pola de Lena. El correspondiente proceso de selección multicriterio llevó al análisis, a nivel de Anteproyecto, de nueve de estas alternativas, de las que seis correspondían a rampas máximas de 18 milésimas y tres con 15 milésimas, rechazándose las soluciones con 12 milésimas por los importantes desarrollos que requerían y dado que exigían un túnel de base cuya longitud superaba los 30 km.
Entre 1982 y 1984, la Universidad de Oviedo y la empresa Control de Hormigones y Suelos, S. A. realizaron un amplio estudio geológico y geotécnico, en el que tuve la oportunidad de colaborar, para determinar la estratigrafía, tectónica y características geomecánicas de los materiales de la variante ferroviaria de Pajares. El presupuesto adjudicado fue de 232 millones de pesetas en septiembre de 1982, un plazo de ejecución de 24 meses y fue entregado en otoño de 1984. Se realizaron cartografías 1:10000, 1:5000 y 1:2000 con un ancho de 1 Kilometro a lo largo de los 24 Kilometros del trazado. Las bocas norte y sur, y los accesos intermedios se cartografiaron a escala 1:1000. Se realizaron 24 sondeos con profundidades entre 15 y 375 metros.
Como conclusión se indicó que debía diseñarse un trazado que cortase perpendicularmente las grandes estructuras y cabalgamientos, evitando la zona de Cueto Negro, la posible presencia de gases en la Cuenca Carbonífera Central Asturiana, y los problemas que por las filtraciones podian acarrear las numerosas y constantes formaciones kársticas .
Una vez concluido el estudio geológico, RENFE abordó la redacción de un proyecto de infraestructura y vía. El trazado preparado, siguiendo las recomendaciones geotécnicas del estudio, consta de un túnel de 24.120 metros y una pendiente media de 18,28 milésimas. Este trazado redujo en planta el radio mínimo hasta 2.000 metros y se aumentó la rampa máxima hasta las 20 milésimas, incluido todo el Túnel de Base de Pajares. Se evaluó́ la construcción del túnel en 28.000 millones de pesetas, con gastos financieros incluidos, y un periodo de ejecución de 5 años.
El Ministerio de Fomento convocó un concurso publico para la redacción del «Estudio Informativo del Proyecto del Nuevo Acceso Ferroviario a Asturias. Variante de Pajares», resultando adjudicataria del mismo la U.T.E. compuesta por las empresas INECO- GEOCONSULT. En este estudio fija definitivamente el trazado del túnel, eligiendose, finalmente , una alternativa con una longitud total de 50 kms y un túnel de 25 kms, además de otros 11 túneles que suman una longitud de unos 10 kms; es decir, considerando el Túnel de Base: 35 kms de túneles en una variante de 50 kms (70%). Esta solución de 50 kms representa, frente a los 85 kms de la línea actual, una disminución muy apreciable de 35 kms (un 41 %), pero con un ahorro en tiempo es aún mayor (un 76%) ya por las características del trazado las velocidades de proyecto se sitúan entre loa 220 y 350 km/h) y el tiempo estimado para cubrir el trayecto es de 13 minutos, cuando actualmente se precisan 55 minutos.
En el Estudio Informativo se analizó toda la información geológico - geotécnica existente de la amplia zona de posibles alternativas: estudios anteriores de RENFE, documentación proporcionada por AUCALSA (Empresa Concesionaria de la Autopista León- Campomanes), hojas del IGME, etc.
En noviembre de 2.000 se adjudico a la U.T.E. GEOCONSULT – INECO – CGS la campaña «Estudios Geotécnicos de la Línea de Alta Velocidad León-Gijón. Variante Ferroviaria de Pajares. Fase A: Túnel de Base» con el fin de ampliar el nivel de definición del proceso constructivo de los túneles de Pajares. Este estudio incluyo: cartografía geológica 1/5.000, perforación de 39 sondeos de testigo continuo (13.918 metros), testificaciones geofísicas (sónicas y dilatométricas) en un total de 1.365 metros de sondeos, ensayos de hidrofracturación (5), diagrafías geofísicas convencionales en 3,181 metros de sondeo, pruebas de permeabilidad (131), perfiles de tomografía en 1.880 metros de sondeos, 5,099 ensayos de laboratorio en 1667 muestras de testigo de sondeos.
En base a el estudio geotécnico se realizo, en 2.002, el Proyecto Básico (UTE INECO-GEOCONSULT) de la construcción de un túnel de 25 kilómetros de longitud con una pendiente constante de 1,6%,. La sección tipo del túnel es bitubo, con diámetro interior de los mismos de 8,5 metros y las siguientes características geométricas:
Los problemas geotécnicos que se preveía encontrar a lo largo de la perforación de los túneles eran, principalmente:
- Fracturación: el túnel atravesara una gran cantidad de fracturas, desde pequeñas fallas a grandes cabalgamientos y escamas con zonas de fallas en las que podrían encontrarse materiales con muy baja cohesión como brechas, arenas y arcillas de falla y tramos intensamente microfracturados con desprendimientos de bloques y piedras. Los planos de falla pueden encontrarse milonitizados y ser proclives a los deslizamientos o encontrarse abiertos y servir de conductos para flujos de agua.
- Karstificación: varias son las formaciones carbonatadas en las que seria posible el desarrollo de karstificaciones, bien de origen tectónico (fallas) o estratigráfico (contactos), que podrían originar cavernas, mas o menos grandes, con aguas y/o arcillas de decalcificación.
- Plasticidad: varias son las formaciones lutíticas que se encontraran durante la perforación de los túneles. Estas formaciones presentaran un desarrollo mas o menos acentuado de la pizarrosidad que además variara según la zona y la profundidad y que son muy propensas a sufrir deformaciones plásticas más o menos grandes (fluencias.) En la siguiente figura se puede ver el riesgo de fluencia a lo largo del perfil del túnel (Raúl Míguez Bailo, 2005):
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| Figura nº 71: Perfil con la ramificación del riesgo de fluencia de las formaciones lutíticas. |
HIDROGEOLOGIA:
Anteriormente a la perforación del Túnel de la variante, la hidrogeología de la zona era una perfecta desconocida sin trabajos de investigación hidrogeológicas previos. Los únicos datos disponibles proceden de los trabajos realizados como consecuencia de la perforación de los túneles de Pajares, pero a este respecto es necesario precisar que aunque se han perforado numerosos sondeos a lo largo de la traza, la mayor parte de ellos tenían una finalidad geotécnica o de reconocimiento geológico, sin el equipamiento necesario para la obtención de datos hidrogeológicos por lo que, salvo unos pocos, no son de aplicación en la investigación hidrogeológica porque, por poner un ejemplo, los escasos sondeos que están entubados presentan filtros en toda su longitud, comunicando los distintos acuíferos existentes e impidiendo la toma medidas representativas de cada formación concreta.
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| Figura nº 72: Permeabilidad de las formaciones. |
Hidrogeológicamente la zona de estudio se encuentra en la Cordillera Cantábrica (Provincias de León y Asturias), en el borde septentrional de la Cuenca Hidrográfica del Duero. Se trata de una zona con relieve montañoso, y cotas que oscilan entre 1.000 y 2.000 metros.
Al ser una zona montañosa situada en latitudes septentrionales dentro de la Península Ibérica las precipitaciones son muy abundantes, superándose los 1.000 mm en los años medios, con una importante componente nival en los meses de invierno. Las temperaturas medias anuales no suelen superar los 10°C. La red de drenaje principal es el Rio Bernesga al Sur y el Rio Pajares al Norte. Ambas redes de drenaje principales presentan una dirección N-S, transversal a las principales estructuras geológicas de dirección E-O. La red secundaria, esta controlada por la litología y estructuras tectónicas, predominando las direcciones E-O.
En la siguiente grafica se puede ver la precipitación anual en la zona de Barrios de Luna para el Periodo 1.970-2.000 (P. Valenzuela 2013).
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| Figura nº 73: Tabla de Precipitaciones medias anulales. |
Según el gráfico de precipitaciones medias anuales de la serie 1.970-2.000 para la zona de Barrios de Luna el valor medio de precipitación en la zona es de 1094 mm, siendo 1.978 el año más lluvioso del periodo, con una precipitación acumulada anual de 1.463 mm, mientras que el año menos lluvioso ha sido 1.986, con una precipitación acumulada anual de 764 mm. En general diciembre es el mes que registra un mayor volumen de precipitaciones del año y el mes de agosto el que registra el menor volumen de precipitaciones.
La recarga de los acuíferos se produce por infiltración del agua de lluvia y la descarga en régimen natural, que actualmente esta alterado por el drenaje en los túneles, se produce directamente hacia la red superficial de drenaje, en los tramos en que esta corta a los acuíferos, o a través de manantiales y surgencias en las zonas situadas a mayor cota. Como el caudal de estiaje de los cursos superficiales se corresponde esencialmente con la descarga de los acuíferos (caudal de base), la recarga media anual de los acuíferos se aproxima en gran medida al caudal de base de los cauces superficiales en ese periodo.
RELACION DE ACUIFEROS, ACUICLUDOS Y ACUIFUGOS:
En la secuencia lito estratigráfica, anteriormente descrita, aparecen litologías muy diversas algunas de ellas capaces de desarrollar distintos tipos de permeabilidades por ello Los materiales de la serie paleozoica atravesados por los Túneles de Pajares presentan comportamientos hidrogeológicos muy diferentes. En general las formaciones, que se pueden dividir en permeables e impermeables que se van alternando estratigráficamente a lo largo de la serie o aparecen repetidas por fenómenos tectónicos, dando lugar a acuíferos aislados de decenas o centenares de metros separados por acuífugos o a complejas interacciones entre distintos acuíferos individuales conectados por fracturas o plegamientos.
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| Figura nº 74: Croquis de los "Sistemas Acuíferos" encontrados a lo largo de la traza. |
Se ha constatado que los túneles atraviesan 20 sistemas (?) acuíferos diferentes (Álvarez Diez et al., 2009), con una relativamente pequeña capacidad de almacenamiento y de permeabilidad reducida. En la siguiente figura se pueden ver los acuíferos atravesados por el túnel en cada una de las seis cuencas hidraúlicas afectadas.
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| Figura nº 75: Perfil del Túnel de la Variante con las Cuencas Hidrografías y las acuíferos afectados, sus reservas y el porcentaje de afecciones calculado (figura tomada de un articulo periodístico). |
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| Figura nº 76: Afecciones totales o parciales a abastecimientos y aprovechamientos hídricos en la zona de la traza. |
La permeabilidad de una roca se define como la facilidad con que la que un fluido puede pasar a través de la misma. Técnicamente la permeabilidad es el caudal de agua que circula por una sección de acuífero con altura la unidad, anchura la unidad, bajo un gradiente hidráulico unitario. La permeabilidad tiene dimensiones de velocidad, pero no es un parámetro que indique realmente la velocidad de circulación del agua subterránea.
La permeabilidad en un acuífero puede variar notablemente según la dirección que tome el agua, a este cambio del valor de la permeabilidad según la dirección que lleve el agua se denomina anisotropía. En la siguiente tabla se pueden ver los valores de conductividad hidráulica y
Los materiales con valores de permeabilidad de 104 m/día a 10 m/día son considerados buenos acuíferos, los que presentan valores de 10 a 10-1 m/día son considerados acuíferos pobres, los que presentan valores de 10-1 a 10-4 son considerados acuitardos y los de valores superiores son considerados impermeables o acuifugos.
Las formaciones Láncara, Felmín, La Pedrosa, Santa Lucia, Portilla, Alba, Barcaliente y Valdeteja de naturaleza calcárea y/o dolomítica pueden desarrollar acuíferos por kárstificación (Figura nº 72). Los pocos ensayos que se realizaron dan permeabilidades bastante bajas, con magnitudes que varían desde los 10-2 m/día de la Formación Valdeteja a los 10-4 m/día para la Formación Láncara, pero estos datos no son aplicables por corresponder a ensayos superficiales y obtenidos con métodos geotécnicos. Estos valores tan bajos no concuerdan con la naturaleza de los acuíferos y con las descargas de los mismos a través de surgencias bastante caudalosas. Ello puede ser debido a que los flujos de aguas subterráneas a través de los macizos rocosos calcáreos se realizan siempre por conductos preferenciales (permeabilidad secuendaria) pues las rocas calcáreas como tales son impermeables. En la siguiente figura se puede ver un bloque diagrama de macizo carbonatado y como la permeabilidad se desarrolla a favor de planos de discontinuidad: estratificaciones, diaclasaciones y fracturas.
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| Figura nº 77: Conductos preferenciales en un acuífero kárstico. |
Las aguas subterráneas procedentes de acuíferos carbonatados presentan valores de conductividad eléctrica relativamente altos (> 250 nS/cm), por el contrario, aquellas procedentes de acuíferos cuarcíticos, tienen valores menores de 75 nS/cm.
Las formaciones Herrería, Barrios, San Pedro, Nocedo, Ermita y San Emiliano de naturaleza detrítica clástica consolidada (cuarcitas y areniscas) pueden desarrollar acuíferos por fracturación y también acuíferos porosos intergranulares en tramos muy alterados (brechificados y arenizados) normalmente asociados a zonas de falla. Los valores de permeabilidad de las formaciones Barrios y San Pedro se obtuvieron de un par de ensayos de bombeo que arrojaron un valor de 2,25x10-2 para la cuarcita de Barrios (2,20x10-1 m/día en zona fracturada) y de 5,2x10-4 m/día para las areniscas de San Pedro (1,1 m/día en zona fracturada).
Por su parte Álvarez-Díez et al 2009 ha estimado para las cuarcitas de Barrios y las areniscas de San Pedro valores de permeabilidad de entre 10-9 y 10-8 m/s para la matriz rocosa y zonas poco fracturadas y de entre 10-6 y 10-3 m/s en las zonas fracturadas y brechificadas. Para las calizas de Láncara estos mismos autores dan valores de permeabilidad de 10-8 y 10-7 m/s en las zonas sin karstificar y mayores de 10-6 m/s en las zonas karstificadas, con valores máximos en los conductos kársticos.
Es muy importante conocer el índice de calidad de la roca (R.Q.D.) del macizo rocoso para ver el grado de fracturación del mismo y aplicarlo no solo a la caracterización geotécnica sino también a el desarrollo de acuíferos por permeabilidad secundaria y al flujo de agua que puede llegar al túnel.
Las formaciones Oville, Formigoso, Huergas y San Emiliano de naturaleza principalmente pizarrosa se comportan como acuitardos o acuicludos y suelen constituir niveles de base para los acuíferos desarrollados en las anteriores formaciones. Aunque a veces estas formaciones puedan presentar tramos areniscosos o calcáreos de considerable potencia, estos no suelen tener agua por encontrarse dentro de materiales impermeables (ver figura nº 72).
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| Figura nº 78 : Calizas y calizas dolomitizadas intercaladas entre el Miembro Pinos y el Miembro La Majua de la Formación San Emiliano. Corresponderían lateralmente a la Formación Barcaliente. Las calizas se presentan intensamente karstificadas (Mina la Profunda de Cármenes) y aunque se encuentran entre dos miembros impermeables pueden estar conectadas vertical o lateralmente con importantes acuíferos (Formaciones Barcaliente y Valdeteja) |
FUNCIONAMIENTO HIDRAÚLICO:
Como se ha visto a lo largo de la traza de los túneles aparece un conjunto de acuíferos de naturaleza carbonatada o detrítico-clástica, limitados a muro y techo por formaciones pelíticas prácticamente impermeables. Los acuíferos pueden aparecer duplicados en profundidad por el efecto de los planos de cabalgamiento. Esta zona, por lo tanto, se caracteriza por la presencia de un sistema de acuíferos más o menor aislados, cada uno de los cuales se dispone ocupando bandas de dirección E-O, de acuerdo con la estructura regional.
En la siguiente figura se puede ver el perfil geológico de la traza del túnel en la Escama de Aralla-Rozo (Toyos et al 2009) donde se puede observar el Valle de Alcedo. En esta zona y debido a la presencia de formaciones permeables por karstificacion (Láncara) y a la intensa tectonización que presenta se están produciendo importantes infiltraciones de aguas superficiales al túnel, filtraciones que han sido evaluadas en 308.903 m3/año (un 35,2% de la escorrentía superficial).
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| Figura nº 79: Perfil geológico de la rasante del Tunel a su paso por la Escama de Aralla-Rozo y de la zona de alimentación del acuífero kárstico de la Formación Láncara en el Valle de Alcedo (J.M. Toyos et al 2009). |
Las fallas y cabalgamientos pueden actuar de zonas de recargas desde acuíferos superficiales a acuíferos profundos. A lo largo del trazado de los túneles del Ave existen varios puntos en los que se da este tipo de recarga (por ejemplo, los arroyos de Alcedo y Folledo) el mecanismo seria muy semejante al que se describe en la siguiente figura:
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| Figura nº 80: Esquema de como se produce una recarga de un acuífero a través de una zona de falla. Este seria uno del os mecanismos de recarga de los acuíferos profundos del Paleozoico del Puerto del Pajares. |
Para poder depurar toda el agua procedente de los Túneles del Pajares ha sido necesario recurrir a complejas instalaciones de tratamiento y así poder garantizar el vertido de las mismas a los cauces públicos dentro de los parámetros exigidos por la Ley de Aguas. Para ello se han construido estaciones de tratamiento de aguas del tamaño suficiente para depurar toda el agua procedente de la montaña.
Según ADIF el caudal drenado por los túneles del Pajares, una vez calados, era de 500 l/sg, en vez de los 1.650 l/sg previstos en el Proyecto de Obras, y con las obras de impermeabilización de los cauces de los arroyos Alcedo y Folledo se han reducido a 300 l/sg que se desaguan en el punto de la siguiente fotografía (Tomada del diario Leonotocias):
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| Figura nº 81 Desagüe del agua procedente del drenaje de los Túneles de la Variante del Pajares. |
Para evitar estas filtraciones se ha recurrido a costosos trabajos de impermeabilización de los túneles, pero pese las afluencias de agua al túnel son constantes llegando a contabilizarse, en el Pk 4 del túnel Este, caudales de 60 l/sg a una presión de 12 bares que es suficiente para reventar las chapas del revestimiento con las que se intentaba impermeabilizar el túnel. En la fotografia de la figura nº 82 se puede ver con que presión sale el agua al interior del tunel (Leonotocias).
A modo de resumen se puede ver el siguiente cuadro (tomado de un informe del IGME) en el que se detallan las diferentes inundaciones (“golpes de agua”) que tuvieron lugar durante la construcción de los túneles muchas de estas afluencias continúan en la actualidad sin que las distintas actuaciones realizadas (impermeabilizaciones dentro de los túneles, desvió de cauces superficiales para cortar la recarga al acuífero) hayan funcionado.
FUTURO DE LA VARIANTE. POSIBLES ACTUACIONES:
Después de mas de una década de retrasos es difícil establecer cuando se podrá poner en marcha la Variante del Pajares, pero si para ello hay que solucionar antes el problema de las filtraciones, la solución aun tardara unos cuantos años.
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| Figura nº 82: Entrada de agua a presión dentro de un de los túneles de la Variante del Pajares (Tomada de la Prensa). |
Se están realizando continuos estudios para solucionar el problema, solución que se antoja muy complicada. A la hora de construir esta infraestructura se ha minusvalorado la hidrogeología quizás por considerar que dados los valores de los parámetros hidrogeológicos de los materiales que componían las distintas formaciones geológicas que se iban a perforar estas eran prácticamente impermeables. Sin embargo y desde mi experiencia profesional, las formaciones Láncara, Barrios, Grupo La Vid, Santa Lucia, Portilla, Ermita, Alba, Barcaliente y Valdeteja serian un objetivo preferente en el caso de tener que realizar una captación de aguas subterráneas para regadío o abastecimiento a poblaciones mediante la perforación de un sondeo. Ademas no seria de esperar que esa hipotética captación, tuviera problemas de sobreexplotación o agotamiento de sus recursos dada la gran pluviometria de la zona que garantiza una recarga continua.
Para solucionar el problema de filtraciones que hay planteado en los túneles estudiaría la viabilidad de una solución muy “minera”: deprimir el nivel mediante bombeos desde sondeos en superficie allí donde la profundidad del túnel no exceda los 200 metros y desde pozos de interior allí donde la profundidad sea mayor. En España hay una gran experiencia en el abatimiento de niveles para la minería subterránea por lo que no seria difícil encontrar profesionales que aportaran soluciones al problema planteado en la Variante del Ave.
La solución de "impermeabilizar" cauces y sumideros (Saez de Santamaria et al 2016) puede funcionar puntualmente, pero no es de aplicación a toda la superficie afectada y a la larga el agua encontrara el modo de infiltrarse y alcanzar el punto de desagüe preferencial que constituyen los túneles. Por eso la solución que propongo es deprimir el nivel piezometrico por debajo de la cota del túnel con lo que se evitara la afluencia de agua al mismo. Naturalmente esta solución requiere de un gran conocimiento del funcionamiento hidráulico de los acuíferos de sus parámetros hidrogeológicos (permeabilidad, transmisividad, coeficiente de almacenamiento, etc..), su piezometria, volumen y reservas y sobre todo las relaciones con otros acuíferos y con la superficie del terreno. Hay mucha información acumulada, pero se necesitaría mucha mas, sobre todo seria necesario una red de sondeos de captación de aguas subterráneas que permitan determinar mediante ensayos de bombeo las posibilidades de deprimir el nivel piezométrico en los distintos acuíferos hasta situarlo por debajo de la cota de los túneles y mediante piezometros ver como efecta esta depresión a los acuíferos adyacentes, pues en algunos casos esta puede ser una tarea que requiera grandes bombeos porque algunos acuíferos (como los acuíferos kársticos en la "caliza de montaña") pueden tener recursos muy importantes.
Esta solución no arreglara el problema del desabasteciendo que la Variante ha generado en varios pueblos del Norte de León pero permitiría poner en marcha el ferrocarril y buscar soluciones de abastecimiento con mas tranquilidad. Las soluciones para el abastecimiento de las poblaciones afectadas pasarían por buscar nuevos recursos subterráneos, no afectados por el drenaje de los túneles, su captación y traída a los pueblos afectados. Para era tarea se necesitaría ampliar la cartografia geologica disponible y realizar una serie de sondeos mecánicos de investigación y ensayo que su caso puedan ser utilizados como piezometros o como sondeos de abastecimiento.