La zona que se va a describir a continuación es muy interesante y como se verá más adelante se trata de un sitio de geografía muy espectacular, sobre todo en la zona costera, y arqueológicamente importante. Sin embargo, aunque la zona esta promocionado, queda fuera de los lugares turísticos más importantes y conocidos del Occidente de Asturias.
SITUACION GEOGRAFICA:
La zona del Cabo Blanco está
situada en el Occidente de Asturias, concretamente en el municipio del El
Franco (Parroquia de Valdepares). En la siguiente figura se puede ver el mapa
geográfico (SIGNA) de la zona que se va a describir situada entre las
localidades de Viavélez y Porcía:
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| Figura nº 1: Mapa geográfico de la zona de Viavélez a Porcía. |
En la siguiente imagen se
puede ver la ortofoto (Google) con la
zona que se va a describir que se corresponde con un tramo de costa muy abrupta
con numerosos salientes (cabos) y entrantes (playas o ensenadas) todos con una
marcada orientación SSW-NNE impuesta por la geología. La parte superior del
acantilado es prácticamente plana (rasa) y con una cota media de 40-45 msnm (39
msnm en el vértice de la Punta de la Atalaya).
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| Figura nº 2: Ortofoto de la zona de Cabo Blanco a Punta de La Atalaya |
DESCRIPCION GEOLOGICA:
Geológicamente la zona del
Cabo Blanco se localiza en la Zona Asturoccidental Leonesa (ZAOL), una de las 6 zonas en las que se subdivide el Macizo
Ibérico, y que forma parte de una estructura mayor, el Arco Astúrico o
Ibero-Armoricano del Orógeno Varisco, y más concretamente en el Dominio
del Navia y del Alto Sil, uno de los tres, junto al del Manto de Mondoñedo y al del Courel-Truchas, en los que esta se
subdivide, aunque sobre la adscripción de este último a la ZAOL aun se discute. Más
concretamente, el Cabo Blanco se localiza en la parte más occidental del Dominio del Navia y del Alto Sil, en el
contacto con el Dominio del Manto de
Mondoñedo. En esta zona la presencia de un conjunto de intrusiones ígneas
enmascara este contacto (Cabalgamiento
Basal de Mondoñedo). En la siguiente figura se puede ver un croquis con la
traza de esta gran estructura tectónica interrumpida en la costa por una
intrusión ígnea:
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| Figura nº 3: Esquema geológico de Asturias (Univ. de Oviedo) con indicación de la situación de los plutones variscos. |
La ZAOL se caracteriza por presentar una secuencia ininterrumpida de sedimentos detrítico-clásticos del que se extiende desde el Cámbrico Medio-Superior hasta el Silúrico y que han sido deformados por la Orogenia Varisca (Ordovícico Inferior-Carbonífero) que se origino por la colisión de dos continentes Gondwana y Laurusia que cerraron el Océano Rheico, que los separaba, dando lugar a la formación del supercontinente Pangea.
En el orogeno varisco la ZAOL fue una zona de transición entre el antepaís situado al Este (Zona Cantábrica) y las zonas internas representadas por la Zona Ibérica Central hacia el Oeste. El límite de la ZAOL con la Zona Cantábrica (ZC) está definido por el Cabalgamiento del Narcea y el límite occidental con la Zona Centro-Ibérica (ZCI) está definido por la Falla de Vivero. Esta Zona se extiende hacia el Mediterráneo por debajo del recubrimiento terciario de la Cuenca del Duero. El último vestigio de la misma aparece en Chelva (Provincia de Valencia) como ya he descrito en una anterior entrada de este blog (Marzo de 2013).
Concretamente en la zona del
Cabo Blanco aflora una secuencia estratigráfica, plegada y subverticalizada, que
abarca desde el Cámbrico Medio-Superior al Ordovícico Superior, tal como se puede
ver en el siguiente mapa geológico tomado de la cartografía digital del IGME.
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| Figura nº 4: Mapa geológico de la zona comprendida entre Viavélez y Porcía (IGME) |
En la siguiente figura se
puede ver la columna estratigráfica de la Hoja del MAGNA correspondiente a
esta zona a la que he añadido la denominación de las diferentes unidades litoestratigráficas:
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| Figura nº 6: Columna estratigrafica (tomada del MAGNA) |
ESTRATIGRAFÍA.
La sucesión estratigráfica
que aparece en la zona de Cabo Blanco es totalmente terrígena, con varios miles
de metros de espesor, compuesta por una serie de varias unidades
litoestratigráficas (formaciones) con grandes variaciones tanto de espesor como
de facies, tal como se puede ver en la siguiente figura que representa la
reconstrucción paleogeográfica de las zonas Asturoccidental-Leonesa y Cantábrica:
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| Figura nº 6: Reconstrucción paleogeográfica de la Zona Cantábrica y la ZAOL. |
En la siguiente figura (Universidad
de Oviedo) se puede ver el esquema cartográfico y perfil geológico con las
principales estructuras tectónicas de la ZAOL. La zona de Cabo Blanco se
corresponde con la marcada como nº 9 (La Caridad):
A continuación se describirá
con detalle esta serie estratigráfica. De muro a techo tenemos:
Serie de Los Cabos:
Se trata de una sucesión de
areniscas, cuarcitas, limolitas y pizarras que se sitúa por encima de las Calizas de Vegadeo del Cámbrico Inferior,
el equivalente lateral a la Formación
Láncara de la Zona Cantábrica. Se trata de una unidad muy potente (3.000-4.000
metros) dentro de la cual se localizaría el límite Cámbrico-Ordovícico.
En la siguiente fotografía
se puede ver el aspecto de esta Formación en la costa de Viavélez.
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| Fotografía nº 7: Aspecto de los acantilados de Viavélez (Serie de Los Cabos) |
La Formación tiene
diferentes características en Dominio
del Manto de Mondoñedo y en el del Navia y Alto Sil. En términos generales,
dentro de la misma, se han diferenciado varios miembros con una tendencia
regresiva en los tres primeros miembros y condiciones transgresivas en los
siguientes.
De muro a techo tenemos:
-Pizarras con trilobites:
con unos 200 metros de espesor, se apoyan gradualmente sobre la Formación
infrayacente (Calizas de Vegadeo) y
está constituida principalmente (+70%) por pizarras o margas verdes con
delgadas intercalaciones de areniscas. Este miembro fue depositado en un
ambiente nerítico, no demasiado profundo. Son abundantes los fósiles de
trilobites del Cámbrico medio.
-Capas de Bres: se
trata de un conjunto de areniscas blancas de grano fino, muy constantes a lo
largo de los 800 metros de grosor del miembro, que pueden presentar alguna
intercalación pizarrosa. Los estratos se presentan con geometría tabular y
estructuras sedimentarias como laminaciones paralelas, estratificaciones
cruzadas de bajo ángulo y escasas laminaciones de ripples, algunos de oleaje. Las
bioturbaciones son escasas. El miembro se depositaria en un ambiente de playa
(“sand flat”) En la siguiente
fotografía se puede ver un banco de cuarcitas blancas en gruesos estratos
tabulares y cruzados que afloran en la Playa de la Cueva o de la Arena (Cabo
Busto).
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Figura nº 8: Cuarcitas con laminaciones cruzadas (Playa de La Arena) |
-Capas de Taramundi: el
miembro se divide en dos partes: una
parte inferior, de 100 metros de espesor, constituida por una
alternancia de pizarras y areniscas siendo mas abundantes las primeras y en
bancos delgados de 0,20 m de grosor las segundas. Una parte superior de aproximadamente 1.200 metros de
espesor constituida por pizarras grises con algunas pocas laminaciones de
areniscas (-20%) y una intercalación diabásica cerca del techo. Las condiciones
de sedimentación corresponderían a un medio marino abierto.
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| Figura nº 9: Ripples en cuarcitas. |
En la fotografía de la derecha se pueden ver ripples en un plano de estratificación de una capa de cuarcitas en la Playa de Cueva o de la Arena (Busto).
-Capas superiores del Eo: se
trata de un nivel continuo de cuarcitas blancas de 50 metros de grosor que
equivalen lateralmente a las Cuarcitas de
Barrios de la Zona Cantábrica. Se presentan en estratos de geometría
tabular con laminaciones cruzadas y paralelas que contienen abundantes pistas
de crucianas. La sedimentación se realizaría en un medio marino más distal de
mar abierto.
A. Marcos (1.973) describe para el Dominio del Navia y del Alto Sil la siguiente serie estratigráfica:
-Un Miembro Inferior
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| Figura nº 10: Cefalones trilobites |
-Un Miembro Medio:
formado por una alternancia de areniscas y pizarras grises de 1.600 a 2.000 (de
W a E) con tramos finamente laminados. En la parte alta de este miembro se ha
encontrado Cruziana furcifera (D´ORBIGNY)
y Cruziana cf goldfussi (ROUAULT) que corresponden con una edad ordovícica.
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| Figura nº 11: Rastros de posibles cruzianas en un estrato de cuarcitas (Playa de Cuevas) |
-Un Miembro Superior:
caracterizado por la presencia de cuarcitas blancas con un espesor de 800 a
1800 metros disminuyendo de E a W. En el Anticlinal de San Martín el espesor
del miembro disminuye hasta los 400 metros y aparecen intercalaciones pelíticas
que hacen que destaque sobremanera un horizonte de cuarcitas que culmina el
miembro. En la parte alta de este
miembro se ha localizado Cruziana
furcifera (D´Orbigny) y C. rugosa (D´Orbigny) que caracterizan el Skiddawiense (Arenig).
En la siguiente figura se
pueden ver, de forma resumida, las columnas litoestratigráficas de esta Unidad descritas
anteriormente:
La Serie de los Cabos alcanza su mayor espesor (+4.000 m) en la parte
más oriental del Dominio del Navia
disminuyendo hacia el Oeste a la vez que los sedimentos se hacen más finos. Las
cuarcitas superiores también presentan una marcada disminución de espesor de E
a W pasando de 2.000 a 50 metros. Tanto las litologías como las estructuras
sedimentarias y las orgánicas (bioturbaciones) indican un medio de aguas
someras, sublitoral, para la mayor parte de la Serie, salvo las pizarras verdes
basales.
La edad de la Formación, según
sus icnofósiles, abarca desde el Cámbrico Medio al Ordovícico Superior y se
divide de la siguiente manera:
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| Figura nº 12: Cruziana semiplicata |
2.400 metros: Cámbrico Superior marcado por la presencia de Cruziana semiplicata SALTER 1853. En la siguiente figura se puede ver un collaje con varios fotografias de ejemplares de este icnofósil (Luis A. Buatois, 2016).
600 metros:
Ordovícico inferior (Tremadoc)
definido por la presencia de Cruziana
semiplicata junto a C. furcifera
y C. goldfussi.
600 metros: Ordovícico
medio (Arening) definido por la
presencia de Cruziana furcifera, C. goldfussi y C. rugosa. En la siguiente figura se puede ver una composición
fotográfica con varios ejemplares de Cruziana
rugosa D´ORBIGÑY 1842 (S. Egenhoff et
al 2013).
Entre la Serie de los Cabos
y la Unidad suprayacente (Pizarras de
Luarca) se localiza un conjunto conocido como Serie de Transición que
incluye un grueso nivel de cuarcitas, la Cuarcita de Sabugo, muy semejante a la
Cuarcita Armoricana de la Zona Cantábrica. En la siguiente figura se puede ver
el contacto entre ambas Unidades y la disposición de la Serie de Transición en
varios sitios de la parte occidental de la costa cantábrica asturiana:
Esta Formación con un
espesor de 1.200 metros en el Dominio del Navia (Marcos 1973) está compuesta
por tres tramos: uno inferior que corresponde a la
transición con las cuarcitas superiores de la Serie de los Cabos transición que se realiza mediante pizarras con
intercalaciones cuarcíticas (ver figura anterior). En la parte inferior de la
formación pueden aparecer intercalados niveles de oolitos ferruginosos, con
siderita, siderita y clorita, que han sido explotados para la obtención de
hierro (cotos mineros Wagner, Vivaldi y San José, y minas de Villaodrid).
La antes mencionada Cuarcita
de Sabugo se sitúa a 200 metros de la base de la formación y aparece como
un tramo cartografiable de cuarcita con 50 a 100 metros de espesor (Marcos y
Pulgar 1980).
El tramo superior está
compuesto de una monótona serie constituida por pizarras negras con sulfuros de
hierro (pirita, marcasita y calcopirita). Dadas las características geotécnicas
de las pizarras con gran durabilidad y resistencia al agua son muy demandadas
como pizarras para techar siendo los yacimientos situados en esta Unidad los
más importantes del mundo.
En la siguiente fotografía
se puede ver la intensa deformación, mediante microplegamiento, que presentan
estas pizarras en la Playa de los Monellos (Viavélez):
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| Figura nº 14: Pizarras grises de la Formación Luarca, muy deformadas. |
El espesor de esta Unidad es
muy variable siendo de 300 metros en Viavélez.
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| Figura nº 15: Didymograptus. |
La edad de la formación en base a su contenido en trilobites (Naseuretus) seria Ordovícico Medio (Oretaniense).
Formación Agüeira:
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| Figura nº 16: Pizarras y cuarcitas. |
La Formación Agüeira, culmina con un nivel de cuarcitas (Cuarcita de Vega), que alcanza hasta 200 m. de espesor y tiene una edad Ordovícico Superior (Caradoc)
En la fotografia de la derecha se puede ver las cuarcitas con intercalaciones de pizarras negras en la zona del Cabo Blanco.
En la zona comprendida entre
Cabo Blanco y la Punta de la Atalaya la litología más dominante son las
cuarcitas blancas que pueden aparecer en gruesos tramos que forman los
principales salientes al mar entre ellos el propio Cabo Blanco:
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| Figura nº 17: Crestones de cuarcitas blancas en el Cabo Blanco. |
La Formación presenta facies
turbidíticas de abanico submarino distal y de llanura submarina. La edad de la
Formación basada en hallazgos de trilobites y braquiópodos (Perez-Estaun et al) seria Caradoc Superior–Ashgill Inferior (Ordovícico
Superior).
En la siguiente figura se pueden ver varias columnas de esta formación en distintos puntos de la costa, incluida Porcía:
Silúrico:
A techo de los sedimentos
ordovícicos y de forma gradual aparecen unas homogéneas pizarras negras ampelíticas
con graptolites silúricos con potencias de hasta 700 mts. Su edad se extiende
desde el Llandovery y hasta el Pridoli y se depositaron en un ambiente de
plataforma continental distal.
En la siguiente figura (Bastida-Aller) se aprecia la disposición de la columna antes descrita (UN) y su correlación con la columna del Manto de Mondoñedo y la de la Zona Cantábrica:
Rasa cuaternaria:
Toda la zona, salvo los
acantilados costeros, es llana formando parte de una antigua superficie de abrasión
marina (rasa costera) de edad anterior al Tirreniense o a finales del Plioceno formada
por depósitos de cantos, gravas y arenas de procedencia marina con 1 a 2 metros
de grosor. Hay varios niveles de rasas, principalmente a los 12, 20 y 40
metros.
ROCAS INTRUSIVAS.
En Asturias son muy escasas las
rocas ígneas y uno de los contados sitios donde se encuentran es en esta zona.
Se trata de un conjunto de tres cuerpos ígneos intrusivos relacionados con el
cabalgamiento basal del Manto de Mondoñedo de dirección N-S y con fallas
locales de orientación W-E. En esta entrada veremos el contacto del plutón de Porcía,
de composición gabroica y tamaño muy pequeño (+-1 km2 de superficie)
en el lado occidental de la playa de Porcía.
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| Figura nº 20: Afloramiento de rocas igneas en la margen occidental del Rio Porcía. |
A su izquierda se encuentra
el Plutón de Represas (aflora en la playa del mismo nombre) con casi el triple
de superficie y de composición granodiorítica. Al SE y S de este se encuentra
el Plutón de Salave, que con sus 4 km2 de superficie es el más
grande, y se caracteriza de una compleja composición granodiorítica a
cuarzodiorítica y muy conocido por sus mineralizaciones de oro conocidas desde
tiempos prerromanos. En la siguiente figura (en Rodríguez-Terente et al 2018) se
puede ver una cartografía geológica de este conjunto ígneo con indicación de
los principales tipos petrográficos y de las estructuras geológicas,
principalmente el Cabalgamiento basal del
Manto de Mondoñedo y la red de fracturas locales:
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| Figura nº 21: Mapa geológico de las intrusiones de Porcía (Rodríguez Terente). |
Este yacimiento ya explotado en tiempos astures y romanos (ver situación de las labores romanas en la figura anterior) se caracteriza por la paragénesis oro-molibdeno-antimonio, que está constituido por masas de rocas básicas e intermedias (gabros, granogabros, leucogabros) a ácidas (granodioritas, cuarzodioritas, granitos aplíticos, dioritas) con las que se relacionan procesos de alteración sericítica, potásica, silicificación, cloritización, feldespatización y carbonatización, favorecidos por la disposición interna de la red de fracturación y diaclasación.
En este contexto litológico aparece la mineralización rellenando fisuras, principalmente de dirección NE-SO, y afectando a los bordes de las mismas a las rocas intrusivas en profundidad variable. Los minerales principales son pirita y arsenopirita, teniendo asociados molibdenita, estibina, bornita y oro nativo, todos ellos en matriz silícea. Se han establecido dos asociaciones minerales superpuestas: la primera, constituida por Au-Mo-S, supone soluciones hidrotermales cercanas a los 600ºC, mientras que la segunda, con Au-S-Sb, es de menor temperatura.
El oro se presenta, como nativo, bien en
estado libre u ocluido en cristales de arsenopirita, liberándose por oxidación
de esta. El tamaño máximo de grano es de 70 micras, con valores medios de 25 a
45 micras.
Luis Miguel Rodríguez Terente realizo, en su tesis doctoral, un completo estudio de las mineralizaciones auríferas de Salave pertenecientes al Cinturón de Oro de Oscos y las atribuyo de las deformaciones producidas por la Orogenia Varisca y durante las etapas post-variscas. Como ya hemos visto la deformación y el metamorfismo asociado al desarrollo de la Orogenia Varisca en la ZAOL afectó principalmente a materiales paleozoicos Cámbrico-Ordovícicos especialmente en la Serie de los Cabos y la Formación Agüeira. Tras los principales esfuerzos orogénicos se produjo una tectónica de desgarre compresiva con la formación de una extensa red de fracturas profundas, de reactivación o de neoformación. Las direcciones preferentes de las fracturas son N-S a NNE-SSO y E-O a ESE-ONO con otras direcciones subordinadas de NE-SO y NO-SE.
A favor de esta red de fracturas profundas se emplazaron los cuerpos ígneos de Porcía-Salave-Represas, más o menos alineados en dirección E-O. Según Rodríguez Terente el yacimiento aurífero de Salave se localiza en la intersección de zonas de cizalla transtensionales sinistrales N110º120ºE, que favorecieron el emplazamiento de la granodiorita, con cizallas dextrales N70º-80ºE, originadas tras el emplazamiento del cuerpo ígneo que selló las primeras. Por ello, la extensión se transfirió entonces a las cizallas dextrales N70º-80ºE, y a las N30ºE, en un estadio transtensional que favoreció la conexión de venas y el flujo de fluidos hidrotermales (Gumiel et al. 2008). En las zonas donde la fracturación es más intensa (Cabalgamiento basal del Manto de Mondoñedo) se formaron yacimientos hidrotermales.
Los cuerpos ígneos están formados por rocas cuya composición varían de gabros a granitos, pasando por granodioritas, con edades absolutas comprendidas entre los 323 y 287 Ma (Fernández-Suarez et. al., 2000). Geoquímicamente las rocas muestran una afiliación a un magmatismo de tipo I tardiorogénico. La intrusión del stock de Salave originó una aureola de metamorfismo de contacto de bajo grado, indicada por la presencia de pizarras mosqueadas en las rocas siliciclásticas de la Serie de Los Cabos.
El stock de Salave se parece al granito de
Carlés, al del Valle en el Cinturón del Oro del Narcea. Es de destacar que no
hay descrito ningún lugar con la misma la secuencia de procesos descrita en
Salave en todo el mundo, pero todos ellos se han encontrado por separado en otros
yacimientos auríferos. En resumen el yacimiento de Salave estaría encajado en
un sistema de fracturas que afectan a un granitoide generado en las etapas
tardías de un orógeno colisional y tendría carácter mesotermal siguiendo el
esquema propuesto por Nesbitt (1988).
EL PLUTÓN DE PORCIA:
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| Figura nº 22. Croquis plutón Porcia |
Este afloramiento plutónico corta las estructuras variscas y pertenece al magmatismo calcoalcalino tardivarisco (Pensilvaniense) y presenta una aureola de metamorfismo muy poco desarrollada. En la siguiente figura se puede ver una cartografía esquemática (Arias y Suarez, 1984) de este enclave.
Según el IGME
las rocas encajantes son pizarras arenosas y arcillosas de tonos verdosos y
grises alternando con cuarcitas. Estas pizarras están constituidas por cuarzo,
sericita, clorita y moscovita con óxidos de Fe, biotita, turmalina y zircón.
Las cuarcitas tienen varios minerales pesados (zircón, apatito, turmalina,
sillimanita y andalucita) junto a óxidos y sulfuros de hierro. Estos materiales
no presentan una marcada aureola de de contacto en Porcía, las pizarras presentan
un aspecto cornubianítico o mosqueado.
En la siguiente figura se
puede ver una fotografía de la desembocadura del Río Porcía tomada desde la
Punta de La Atalaya la intrusión ígnea se localiza en la margen izquierda de la
Playa que se aprecia en la imagen:
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| Figura nº 23: La Ensenada de Porcía desde la Punta de La Atalaya. |
El contacto de las rocas
ígneas con las rocas sedimentarias se puede ver en el saliente de el Cargadero
de la playa de Porcia, en el margen occidental de la desembocadura del Rio
Porcia (mejor en marea baja), allí se pueden observar un tramo de más de una
decena de metros de espesor de cuarcitas grises, rojizas por alteración, de
grano muy fino e intensamente laminadas que van pasando gradualmente a una roca
de aspecto migmatítico, laminada de tonos grises muy claros y marrones, tal
como se puede ver en la siguiente fotografía:
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| Fotografía nº 24: Contacto entre las rocas ígneas y las sedimentarias en Porcía. |
Las facies granatíferas adquieren
un importante desarrollo en contacto con los gabros. En la siguiente fotografía
se pueden observar estos niveles en los que destacan las laminaciones marcadas
por acumulaciones de granates:
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| Figura nº 25: Rocas metamórficas con laminaciones de granates (Porcía). |
Las pizarras situadas cerca
del contacto se presentan replegadas con una segregación de elementos claros y
oscuros lo que les da un aspecto migmatítico. En la siguiente fotografía se
pueden observar estos repliegues en el contacto entre las rocas gabroicas y las
pizarras y cuarcitas metamorfizadas:
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| Figura nº 26: Rocas metamórficas (migmatitas?) muy deformadas en Porcía. |
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| Figura nº 27: Facies metamórficas. |
En la figura de la derecha se puede ver como esta facies corresponde a rocas metamórficas
formadas a presiones bajas (poca profundidad) y temperaturas entre los 400 y
los 600ºc lo que se correspondería con un metamorfismo de contacto, aunque estas facies también pueden generarse en condiciones de metamórfismo regional:
Como ya se ha mencionado las rocas ígneas que forman el Plutón de Porcía son leucograbros, una variedad de los gabros que son rocas ígneas cristalinas plutónicas (el equivalente intrusivo del basalto) de grano grueso cuyos minerales esenciales son las plagioclasas (feldespatos de la serie albita-anortita), minerales máficos (oscuros ricos en hierro y magnesio como el piroxeno) y sílice (Sio2). Como minerales accesorios destacan la hornblenda (un tipo de anfíbol de color verde oscuro) y la biotita.
En la Playa situada en la desembocadura del Rio Porcía se observa un afloramiento de rocas igneas cartografiadas como gabros en contacto con las rocas encajantes metamorfizadas. Estos gabros aparecen como rocas masivas con una meteorización muy característica en bolas de gran tamaño, tal como se puede observar en la siguiente fotografía:
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| Fotografía nº 28: Disyunción en bolas típica de las rocas igneas. (Ensenada de Porcía) |
Además de la disyunción en
bolas, arriba mencionada, en este afloramiento también se puede observar una
meteorización a favor de una diaclasación que da a estas rocas un aspecto estratificado:
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| Fotografía nº 29: Diaclasación del afloramiento igneo de la Playa de Porcía. |
En la siguiente imagen se puede ver el
aspecto de estas rocas en unas muestras de mano recogidas en este plutón:
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| Figura nº 30: Muestras de las rocas ígneas de Porcía. |
IMINSA en un informe para el IGME describe, entre otras, las siguientes rocas ígneas:
Leucogabros biotíticos-piroxénicos: rocas oscuras de grises a pardas con muchos minerales leucocráticos y con abundantes xenolitos de las rocas encajantes. Presentan una textura hipidiomórfica granular de tendencia diabásica. Se diferencian dos tipos: Variedad microporfídica que lleva plagioclasa como componente principal (56%) que pueden presentarse como grandes cristales (3 – 5 mm) euhedrales o como pequeños cristales (menos 1 mm) subidiomórficos. Los otros componentes principales son las biotitas (12%), el cuarzo (11%) y el Feldepato potásico (9%).
Variedad
hipidiomórfica de tendencia diabásica: con un 50% de
plagioclasas, un 5% de ortosa, un 17% de biotitas y un 11% de cuarzo.
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| Figura nº 32: Microfotografía (x20 aumentos) de la roca ígneas de Porcía. Se observan cristales blancos de plagioclasas y negros de máficos y biotitas. La textura es microgranuda con agregados cristalinos |
Leucogabros holoplagioclasicos de grano
medio a grueso: son rocas de colores claros, blanco
grisáceas averdosadas, con muchos minerales leucocráticos y poca biotita. Como
minerales verdes llevan anfíbol y clorita. Presentan textura hipidiomórfica de
granulometría homogénea. El mineral dominante es la plagioclasa (60%) en
cristales idiomórficos o subidiomórficos, a veces alineados, los minerales
leucocraticos como piroxenos (hiperstena), anfíboles (hornblenda) y biotitas
representan un total del 20% de la roca. El cuarzo intersticial representa un
7%, el resto de los minerales (ortosa, apatito, clorita y opacos) están
presentes en muy poca cantidad.
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| Figura nº 33: Cristales de clorita en una muestra de roca ígnea de Porcía. |
Granogabro hipersténico: Son rocas de color negro-grisáceo, de aspecto masivo y de grano tan fino que a simple vista es difícil distinguir mineral alguno. Al microscopio se caracterizan por tener textura hipidiomórfica granular y microporfídica, carácter este muy marcado. Las plagioclasas son el mineral más abundante (45%) y se presentan como cristales idiomórficos o subidiomórficos o como microlitos (-0,05 mm) formando la pasta de la roca. El cuarzo representa en 16% de la roca, el feldespato potásico el 13% y la biotita el 8%. La presencia de un 11% de un ortopiroxeno (hiperstena) marca la diferencia con los otros tipos petreos antes descritos.
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| Figura nº 34: Gabros de grano fino (Playa de Porcía). |
En estas rocas ígneas se encuentran bastantes enclaves de las rocas encajantes (pizarras y cuarcitas) algunos de ellos de tamaño considerable como el canto anguloso de cuarcita blanca que aparece en la siguiente fotografía:
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| Figura nº 35: Enclave de cuarcitas blancas en el gabro (Playa de Porcía). |
EDAD DE LAS INTRUSIONES
IGNEAS:
Según Rodríguez-terente at
al. (2018) las mineralizaciones de wolframio, que se localizan en filones de
cuarzo dentro de las rocas ígneas, presentan edades de ~307-306 m.a. En una
segunda fase tuvo lugar la mineralización aportó el oro con una edad de ~293-292
m.a., en un principio a elevadas temperaturas (+- 300°C) con arsénico y después a más baja temperatura con Sb.
TECTONICA;
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| Figura nº 36: ZAOL |
En
la siguiente figura se puede ver un perfil esquemático de la ZAOL
con sus principales estructuras: Falla de Vivero, Cabalgamiento basal del Manto de Mondoñedo y Cabalgamiento del Narcea,
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| Figura nº 37: Perfil geologico de la ZAOL. |
La
Orogenia Caledoniana afecto a la zona con la formación de un surco subsidente
que comenzó a formarse durante el Cámbrico inferior y termino antes del
Silúrico cuyos depósitos son muy homogéneos a escala regional. Durante el
Ordovícico este surco se rellena con facies turbíditicas y es posible que
sufriera algún tipo de deformación muy laxa.
Durante la Orogenia
Hercinica la zona sufrió una deformación polifásica hercínica acompañada de
metamorfismo de bajo grado (facies de los esquistos verdes). Estructuralmente
se dispone en forma de pliegues y cabalgamientos de dirección SSW-NNE con
esquistosidad asociada.
En la siguiente imagen se puede ver el modelo conceptual propuesto por A. Marcos (1.973) para explicar la evolución estructural de la Zona Occidental Astur-Leonesa (ZAOL) mediante tres fases (A, B y C) de deformación sucesivas:
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| Figura nº 38: Fases de la deformacion varisca. (A. Marcos 1973) |
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| Figura nº 38: micropliegues |
En la segunda fase se
forman cabalgamientos y esquistosidades de crenulación y en la tercera fase se
forman desde macro a micropliegues (crenulaciones). El límite superior de los
procesos tectónicos de esta tercera fase está definido por el recubrimiento
discordante de los materiales plegados, por sedimentos del Westfaliense B Superior.
En la fotografía de la derecha se pueden ver micropliegues apretados con engrosamientos de las charnelas desarrollados en pizarras con niveles delgados de areniscas de grano fino que corresponderían a la primera fase de la deformación:
La esquistosidad de la tercera fase del plegamiento está asociada al microplegamiento de la esquistosidad de flujo de la primera fase formándose un bandeado tectónico marcado por bandas blancas con una mayor concentración del soluble cuarzo y bandas oscuras con más material insoluble.
Otra estructura muy abundante en
la zona son los King band asociados a zonas de fractura como el de la siguiente
fotografía:
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| Figura nº 39: kind band en pizarras grises arenosas (Formación Agüeira) |
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| Figura nº 40 |
En la siguiente imagen se pueden ver las principales estructuras tectónicas de la ZAOL la zona de Cabo Blanco se localiza en el flanco occidental del Anticlinal de San Martin en el contacto con el Cabalgamiento Basal del Manto de Mondoñedo.
METAMORFISMO:
En la ZAOL las deformaciones orogénicas están acompañadas de procesos metamórficos dinamótermicos sinorogénicos, de tipo plurifacial (epi a catazonal) que aumentan de grado de Este a Oeste, siendo un metamorfismo que aparece en la parte oriental de la facies de los esquistos verdes (zona de la clorita y la biotita).
Mientras
que en la parte más occidental de la ZAOL (Dominio del Manto de Mondoñedo) se desarrolla un magmatismo
apareciendo granitoides biotíticos sincinemáticos provenientes de la fusión
parcial de la corteza continental inferior y granitos y granitoides
postcinemáticos procedentes de la fusión parcial de zonas menos profundas de la
corteza y más relacionados con el metamorfismo regional.
Segun la disposición tectónica
y la edad del magmatismo varisco, los granitoides autóctonos de la Zona NW del
Macizo Varisco Ibérico se generaron en un entorno de la deformación
intracontinental que migraba hacia el Este. Este evento siguió al cierre del
océano Rheico por la subducción del borde exterior de Gondwana (+-375 Ma) hundiéndose
hacia el oeste por debajo de la corteza de Gondwana.
Los
plutones más antiguos del orogeno varisco se intruyeron hace 350–340 Ma y cortan las estructuras D1 siendo deformados
por las estructuras D2, de acuerdo con las edades 40Ar / 39Ar de D1 (c. 360 Ma)
y D2 (c. 343 Ma). En la ZAOL la intrusión de granitoides TGM sintectónicos tuvo
lugar en +-325 Ma. Las observaciones de campo también indican que las
intrusiones son aproximadamente coetáneas con D2, de acuerdo con edades 40Ar /
39Ar de las estructuras D2 (c. 330–315 Ma). Por lo tanto, la migración de
edades del metamorfismo a través del orógeno es consistente con la migración en
edades de los granitoides TGM sintectónicos. El TGM sintectónico plutones
tienen firmas petrológicas e isotópicas consistentes con una génesis mixta de
la corteza inferior del manto en Occidente Zona Asturiana Leonesa y Zona Centro
Ibérica. Durante el evento Varisco Temprano (+-360–350 Ma) se produjo un derretimiento
del manto y también de la subplaca de la
corteza inferior lo que es uno de los posibles mecanismos que podrían haber
desencadenado la generación de los granitoides TGM sintectónicos. Aunque no hay
evidencia sólida para apoyan esta hipótesis, cabe señalar que algunos autores
creen que la capa inferior máfica de la corteza inferior varisca haber
comenzado en c. 360 Ma (Downes et al. 1990).
PERFIL GEOLÓGICO DEL CABO BLANCO:
A continuación describiré el
perfil que se puede ver a lo largo de la costa entre Cabo Blanco y La Atalaya.
Se trata de un corte estratigráfico de la Formación
Agüeira que aflora con una disposición subvertical de una manera continua.
Como base de la descripción utilizare la cartografía de la costa realizada por
A. Marcos (1973) y que se puede ver en la siguiente figura.
El muro de la serie que
aflora en este tramo de la costa está constituido por la Serie de Los Cabos (Cámbrico
Medio – Ordovícico Inferior) que se puede ver en el tramo de costa de Viavélez,
se trata de pizarras negras finamente estratificadas con algunas
intercalaciones de cuarcitas en estratos más gruesos. En la siguiente
fotografía de puede ver el aspecto de esta formación en el Puerto de Viavélez.
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| Figura nº 42: Materiales (cuarcitas y pizarras) de la Serie de Los Cabos en Viavélez. |
Sobre la Serie de Los Cabos se sitúan las Pizarras de Luarca del Ordovícico medio,
que en esta zona presentan un complicado acceso tal como se puede apreciar en
la siguiente fotografía, aunque su litología es similar a la que presenta en
otras zonas de la Cordillera Cantábrica, pizarras negras. En la siguiente fotografía
se puede ver el aspecto de esta formación en la Playa de Monellos donde se
presenta con una litología de pizarras negras con una intensa deformación por
microplegamiento y exfoliación en láminas planas.
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| Figura nº 43: Las pizarras de Luarca en la Playa de Monerllos (Viavélez). |
Sobre las Pizarras de Luarca
se localiza la Formación Agüeira que en esta zona presenta un espesor aproximado
de 1.000 metros y está formada por gruesos niveles de cuarcitas blancas con
intercalaciones de pizarras negras. Los niveles más importantes de cuarcitas se
adentran en el mar formando los cabos Blanco y Punta de La Atalaya.
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El Cabo Blanco está formado por un tramo de 100 metros de espesor de espesor de cuarcitas blancas, recristalizadas, en estratos de muy gruesos. Este nivel se presenta muy bien expuesto en la mitad occidental del promontorio del Cabo Blanco tal como se puede ver en la siguiente fotografía: |
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| Figura nº 44: Cuarcitas blancas en el Cabo Blanco. |
Este nivel de cuarcitas
blancas se sitúa, mediante un contacto neto, sobre una alternancia de cuarcitas
y pizarras negras con un espesor de 250 metros.
Sobre las cuarcitas blancas
de Cabo blanco se sitúa una gruesa secuencia (600 m) de pizarras negras con
algunos niveles decamétricos de cuarcitas blancas. Las pizarras son negras,
ampelíticas, finamente estratificadas y con una marcada exfoliación, muy
parecidas a las de la Formación infrayacente (Pizarras de Luarca) tal como se puede apreciar en la siguiente
fotografía tomada en Campo Redondo:
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| Figura nº 45: Pizarras negras de la Formación Agüeira, |
Encima de este tramo más pizarroso aparece otro grueso nivel (125 m) de cuarcitas blancas con algunas intercalaciones de pizarras negras arcillosas.
En la siguiente imagen se
puede ver la Punta de la Atalaya con dos salientes cuarcíticos en el mar. En el
mapa geológico digital del IGME se
sitúa en el entrante entre los dos salientes cuarcíticos un contacto entre las
Formaciones Agüeira y la Serie de Los Cabos, adjudicando el entrante occidental
a esta y el oriental a la otra, tal como se puede ver en la figura nº 4.
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| Figura nº 46: Los dos crestones cuarcíticos que forman la Punta de La Atalaya. |
El saliente oriental está
formado por cuarcitas blancas, bien estratificadas, mientras que el saliente
occidental está formado por cuarcitas blancas y cremas en estratos gruesos con
una intercalación de pizarras negras arcillosas, tal como se puede ver en la
siguiente fotografía:
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| Figura nº 47: Crestón cuarcítico atribuido a la Serie de Los Cabos en la Punta de La Atalaya. |
Los últimos afloramientos sedimentarios se pueden observar en la Playa de Porcía donde aparecen cuarcitas alteradas de colores blancos y cremas con niveles de pizarras negras;
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| Figura nº 48: Cuarcitas marrones claras con laminaciones e interstratos de pizarras negras silidificadas (playa de Porcia). |
La serie esta interrumpida en la Playa de Porcía donde afloran las rocas intrusivas que constituyen el Plutón de Porcía.
MINERALIZACIONES:
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| Figura nº 49: Cuarzo . |
Sin
embargo, en la margen occidental del Rio Porcía, sí que se ha desarrollado una
intensa minería basada en la explotación de hierro, molibdeno y oro. En la
orilla del rio se localiza un yacimiento de hierro que se exploto desde tiempos
prerromanos (la piedra imán mencionada por Plinio el Viejo) y más intensamente
en los siglos XIX y XX. El primer registro de una mina en esta zona se hizo en
1870 (La Santanderina) y la Mina Luisa (también conocido como Pozo Imán por sus
propiedades magnéticas) se registro en 1872. Se explotaban 4 capas que podían
llegar a tener 1,90 metros de grosor, a las que posteriormente se añadieron
nuevos hallazgos.
Con el fin de mejorar la productividad de las minas se construyo la galería principal situada a pocos metros del Rio Porcía (ver fotografía de la siguiente figura) y excavada en pizarras arenosas grises de la Formación Agüeira:
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| Figura nº 50: Bocamina de la Mina Luisa (Porcía) |
Esta galería de 50 metros de
longitud atravesaba seis capas de mineral. Desde esta galería se abrieron
otras, a derecha e izquierda, siendo el método de explotación el de testeros
con posterior relleno de escombro. La producción era de unas 200 toneladas
diarias que se extraían a brazo o con martillos neumáticos Ingersoll-Rand. En
la siguiente imagen se puede ver el plano de las labores de esta explotación (IMINSA)
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| Figura nº 51: Plano de labores de la explotacion Luisa (Fe) en Porcía- |
El mineral era extraído
era transportado por una ferrocarril de
tracción animal hasta un deposito desde donde era embarcado mediante un sistema
de transporte por cables en el Cargadero marítimo de Porcía, construido en
1913.
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| Figura nº 52: Cargadero de la Ensenada de Porcía. |
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| Figura nº 53: Mineral de Fe. |
El mineral explotado era el oligisto (Fe2O3) oolítico interestatificado en una decena de capas en las cuarcitas de la Formación Agüeira. En la fotografia de la derecha se puede ver una muestra de gran tamaño de este mineral encontrada en el trayecto del ffcc de la bocamina al cargadero.
En muestra de mano el mineral es de color negro intenso con irisaciones, masivo de grano muy fino y muy denso y muy duro con un fuerte olor a azufre al romperlas. En muestra de mano no se aprecia ninguna propiedad magnética.
En la siguiente figura se puede ver una microfotografía (x20 aumentos) de una muestra de este mineral, apreciándose su textura fina:
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| Figura nº 54: Microfotografia del mineral de Fe de la Mina Luisa (Porcía) |
RUTA SENDERISTA:
Entre Viavélez y la Playa de
Porcía hay una ruta senderista que discurre sobre la geología anteriormente
descrita. Esta ruta está debidamente señalada y comienza en el Puerto de
Viavélez donde podremos conocer un pequeño y encantador puerto cantábrico, tal
como se puede ver en la siguiente fotografía:
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| Figura nº 55: Rada interior del Puerto de Viavélez. |
Al iniciar la ruta nos encontramos con un mirador que nos permite obtener unas espléndidas vistas de la bocana del Puerto construida sobre materiales de la Serie de los Cabos, aquí formada por cuarcitas y pizarras densamente estratificadas:
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| Figura nº 56: Bocana del Puerto de Viavélez en la Serie de Los Cabos. |
El siguiente punto
interesante que encontraremos en la ruta costera es el Playa de Monellos, una
pequeña ensenada de empinado pero fácil acceso, esta playa que esta excavada en
los más blandos materiales pizarrosos de la Formación
Luarca. En la Playa se pueden ver todo tipo de estructuras de plegamiento y
gran cantidad de cuarzo de exudación.
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| Figura nº 57: Playa de Monellos excavada en las Pizarras de Luarca (Viavélez). |
A continuación la ruta nos
lleva hasta el Cabo Blanco donde se encuentra el Castro antes descrito del que
solo está bien expuesta la estructura defensiva formada por un imponente foso excavado
en la roca. En este cabo podremos admirar los imponentes crestones de cuarcitas
blancas que se adentran hacia el mar.
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| Figura nº 58: Crestones cuarcíticos en el Cabo Blanco. |
Siguiendo la ruta hacia la Punta del Atalaya nos encontraremos, según la litología dominante, una serie de entrantes (excavados en las pizarras) y salientes de naturaleza cuarcítica mas dura desde los que podremos tener unas excelentes vistas del Cabo Blanco con sus estructuras geológicas y arqueológicas. En esta zona es posible observar de cerca las alternancias de pizarras grises y cuarcitas blancas con sus estructuras sedimentarias y tectónicas:
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| Figura nº 59: Estructuras en pizarras arenosas de la Formación Agüeira (Cabo Blanco) |
Siguiendo la ruta hacia el Oeste esta nos conduce hasta la Punta de
la Atalaya otro gran saliente al mar constituido por cuarcitas blancas.
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| Figura nº 60: Estratificaciones en cuarcitas de la Serie de Los Cabos (Punta de La Atalaya), |
En la Punta de la Atalaya es posible
ver estructuras geomorfológicas muy interesantes y espectaculares como el arco en
cuarcitas de la siguiente fotografía:
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| Figura nº 61: Arco excavado en cuarcitas de la Serie de Los Cabos (Punta de La Atalaya). |
Aventurándose hacia la parte más
septentrional de la Punta de La Atalaya se puede observar que esta está formada
por dos entrantes separados por un canal que termina en una cueva excavada por
el mar.
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| Figura nº 62: Caverna de origen marino en la que se sitúa (IGME) el contacto entre La Formación Agüeira y la Serie de Los Cabos (Punta de la Atalaya). |
Esta cueva, que no deja de parecer una
sencilla estructura geomorfológica originada por la acción del mar, presenta un
problema geológico, pues mientras que algunos autores atribuyen todo el Puntal
a la Formación Agüeira, el IGME en
su cartografía digital (ver figura nº 4) coloca en este canal una falla que
separa las cuarcitas blancas del entrante oriental a la Formación Agüeira
mientras que las cuarcitas blancas del entrante occidental lo atribuye a la
Serie de Los Cabos. El problema parece de difícil solución porque la
observación y acceso a la caverna no es posible aunque personalmente no he observado ninguna diferencia litológica entre los dos
entrantes que forman al Puntal.
La ruta termina en la Playa de Porcía
que solo es accesible en marea baja y en la que es posible observar una
sucesión de estratos verticales de cuarcitas blancas y marrones más o menos
alteradas con laminaciones paralelas, cruzadas de bajo ángulo, de ripples y
otras estructuras como acuñamientos de estratos, estratificaciones onduladas,
cruzadas, etc… Entre las cuarcitas aparecen niveles de pizarras arenosas negras
con una marcada meteorización eólica:
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| Figura nº 63: Afloramiento de Pizarras negras en la Playa de Porcía. |
En todo el Puntal de la Atalaya y en la Playa de Porcía son muy abundantes
las vetas y filones de cuarzo blanco que se presentan con una gran variedad de
tamaños, formas y disposiciones.
Esta zona ha estado habitada desde la mas remota antigüedad los vestigios mas antiguos son de hace 2.600 años y corresponden a poblaciones de astures que se establecieron en poblados fortificados (castros) que perdiraron hasta la conquista romana.
EL CASTRO DE
CABO BLANCO:
En la costa de
Valdepares se localiza uno de estos emplazamientos concretamente en el Cabo
Blanco, cuya geología he descrito anteriormente. Se trata de un asentamiento
fortificado importante pues ocupa unas seis hectáreas de superficie y estaba
fuertemente protegido con cinco líneas de fosos y murallas que delimitaban
hasta cuatro recintos sucesivos, tal como se puede ver en el croquis de la figura de la derecha, que he realizado sobre la ortofoto del Cabo Blanco:
Las excavaciones realizadas
en este asentamiento sacaron a la luz un camino de acceso realizado con losas
de pizarra y hasta trece construcciones entre viviendas y también grandes
estructuras de las fortificaciones. Según Villa, estas construcciones responden
a los cánones clásicos de la arquitectura castreña incluyendo los denominados
bancos corridos. En la siguiente fotografía se puede ver una reconstrucción de
una típica cabaña astur y una casa romana que se han documentado en muchos
castros en Asturias, en este caso en el Castro de La Campa Torres (Gijón).
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| Figura nº 65: Recreación de una cabaña astur y de una casa romana (Campa Torres: Gijón) |
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| Figura nº 66: Foso. |
Este foso tiene 160 metros de longitud y una profundidad de seis a ocho metros con una anchura de 10 metros. Este foso separaba la parte continental del castro de su parte marítima.
Sobre el escarpe interno de
este foso se situaba una muralla de grandes dimensiones. Por la gran extensión y
altura de las murallas, que llegarían a los 10 metros con una anchura de más de
2 metros y que posiblemente se dispusieran en módulos con escaleras de acceso a
un paseo de guardia, como en la Campa de Torres (Gijón) y también de dos
torreones para la defensa del camino de acceso al castro, estaríamos ante un
lugar de especial importancia en esta parte del territorio.
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| Figura nº 67: Foso y muralla del Castro Astur de la Campa Torres (Gijón). |
Además del gran foso antes
descrito en el yacimiento se han localizado 4 fosos más que protegen no sólo la
parte del cabo se adentra en la mar, sino también un espacio grande y llano en
la parte continental. Estas defensas dividían el castro en 4 recintos siendo el
más extenso (3 Ha) el que se situaba sobre la zona continental que disponía de
una muralla o parapeto con, posiblemente, un foso o trinchera.
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| Figura nº 68: Muralla por módulos del castro de La Campa Torres (Gijón). |
El segundo recinto de 6000 m2 que debía ser el espacio que ocuparía el castro en la época prerromana que estaba delimitado por el foso principal y la muralla monumental además de una trinchera antepuesta al foso y un campo de losas dispuestas verticalmente para impedir ataques de la caballería. Otros dos fosos y una muralla individualizaban otros dos recintos más pequeños de 2.000 y 5.500 m2.
El castro prerromano estaría
poblado por gentes de la tribu de los Cimargos que vivían en las márgenes del
Rio Porcía y limitaban con los Egobarros al Oeste y los Albiones al Este.
De los resultados de las
excavaciones se han obtenido fechas entre el siglo IV a.C. y el II a.C (Edad
del Hierro) y por la cerámica sabemos que continúa la ocupación del castro en
época romana temprana que continua hasta el siglo II d.C. Es posible que el
castro este construido sobre un asentamiento anterior aun sin investigar.
En la siguiente figura se
puede ver la reconstrucción del castro según un dibujo de Pablo García. En el dibujo se puede ver un primer muro que delimita una zona continental y los sucesivos muros que delimitan los diferentes sectores del castro marítimo.
Se ha considerado que los
castros marítimos cantábricos estaban relacionados con una red de
comunicaciones marítimas prerromanas, aunque no se han encontrado restos de
navíos quizás debido a las adversas condiciones del Cantábrico para la conservación
de barcos de madera. En base a los estudios de Jorge Camino, se estima que
entre 150 y 200 personas pudieron llegar a vivir en el momento de máxima
expansión del castro de Cabo Blanco lo que parece muy poca gente para unas
estructuras defensivas tan grandes cuya construcción exigiría un considerable
esfuerzo a un numeroso número de hombres. Personalmente pienso que el Castro de
Cabo Blanco debió servir como una fortaleza quizás para control de las rutas
marítimas o para almacenar mercancías muy valiosas (metales) para su exportación por mar.
La construcción posterior más característica de
la zona es el Palacio de Fonfría, un ejemplo de residencia de la nobleza rural.
Se edifico en el siglo XVI rodeado de un muro almenado con una entrada
monumental con escudo y defendida por una torre cuadrangular. El nombre del
Palacio es debido a la existencia de un manantial de aguas minero-medicinales
sulfurosas y ferruginosas que drenan las Pizarras de Luarca.
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| Figura nº 70: El Palacio de la Fonfría (Valdepares) |
A lo largo de la ruta se pueden ver
algunos ejemplos de edificaciones rurales en las que se puede observar la
utilización de materiales de la zona para la construcción, principalmente
cuarcitas, esquistos y pizarras negras:
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| Figura nº 71: Casa rural construida con materiales autóctonos (Valdepares). |
RESUMEN:
La
senda E-9 de Viavélez a Porcía discurre paralela a los acantilados costeros característicos
de la costa occidental asturiana. Estos acantilados permiten la observación de
una intrincada geología compuesta por materiales rocosos muy antiguos (Paleozoico
Inferior) compuestos principalmente por cuarcitas y pizarras (Serie de Los
Cabos y Formaciones Luarca y Agüeira), aunque a partir del Río Porcía se pueden
ver también rocas ígneas maficas (leucogabros). Toda la serie se encuentra verticalizada
por su posición en el flanco de una gran estructura plegada (Anticlinal de San Martín) de la Zona
Asturoccidental-Leonesa (ZAOL) y estos materiales se encuentran
intensamente tectonizados y deformados. En la zona hay numerosos sitios que
merecen ser visitados y son fácilmente accesibles:
1.- Puerto de Viavélez: Aparte de la visita a una típico pequeño puerto asturiano, desde su mirador se puede ver una gruesa alternancia de cuarcitas y pizarras grises de la Serie de Los Cabos (Cámbrico superior-Ordovícico inferior).
2.- Playa de Monellos: en esta pequeña cala se puede ver una buena exposición de las pizarras negras de la Formación Pizarras de Luarca (Ordovícico medio) que presentan un intenso microplegamiento.
3.- Palacio de la Fonfria: Ejemplo de palacio rural fortificado construido con materiales autoctonos y que debe su nombre a un manantial de aguas sulfoferruginosas.
4.- Cabo Blanco: Entrante en el mar (cabo) formado por gruesos bancos de cuarcitas blancas. Este entrante fue fortificado por los astures y en é construyeron un poblado (castro) del que se puede ver su monumental foso principal.
5.- Campo Redondo: Entre los dos entrantes cuarcíticos principales se puede ver alternancias de cuarcitas blancas y pizarras negras de distintos grosores (métricos a decamétricos) con una gran variedad de estructuras sedimentarias y tectónicas.
6.- Punta de la Atalaya: Otro entrante continental en el mar (cabo) dividido en dos crestones cuarcíticos. Se observan unas marcadas estratificación y otras estructuras sedimentarias como laminaciones paralelas, cruzadas, acuñamientos.
7.- Ruta del hierro y del oro: Sendero que siguiendo el antiguo trazado del ferrocarril une la bocamina del socavón Lucia y el cargadero marítimo de la Ensenada de Porcia.
8.- Playa de Porcía: En la orilla occidental del Río Porcía se puede ver un afloramiento de rocas ígneas (leucograbros) que forman parte del Plutón de Porcía y su aureola de metamorfismo de contacto.
En la siguiente figura se puede ver la situación de estos sitios en la ortofoto de la zona:
