En la costa cantábrica de
Asturias hay muchos lugares que ofrecen magnificas exposiciones de la geología
regional. Algunos de esos lugares han sido descritos en este blog, en algunos
de ellos se pueden estudiar los terrenos que constituyen el zócalo prehercínico
paleozoico (Ensenada de Llumeres, Cabo Blanco, Playa de La Ballota, Playa de
San Pedro de Antromero. etc…) y en otros se puede ver la cobertera
posthercinica mesozoica (Playa de Peñarubia, Playa de Caravia, Playa de España,……).
Pero hay muy pocos en los que se pueda ver una exposición de ambos (paleozoico
y mesozoico). A continuación de describirá uno de estos sitios: la Playa de
Xivares donde se puede ver la sucesión muy completa del Complejo de Rañeces
(Devónico Inferior) que constituye el basamento paleozoico sobre el que se
sitúan discordantemente sedimentos pérmicos que son solapados extensivamente por
depósitos triásicos.
SITUACIÓN GEOGRÁFICA.
Xivares se localiza en el
concejo de Carreño (Asturias) a muy poca distancia de la ciudad de Gijón en la
hoja 14 (Gijón) del Mapa Topográfico a Escala 1/50.000. Se trata de una playa
doble (Xivares+Peñamaría) de 800 metros de longitud (1500 metros si se añade la
cala de la Punta del Regato) y una anchura muy variable según la amplitud de las mareas. El
acceso es fácil y se realiza en automóvil por carretera asfaltada disponiendo la playa de aparcamiento público.
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| Figura nº 1: Mapa de situación de la Playa de Xivares. |
Las playas están formadas por
arenas doradas y en marea baja se unen en un solo arenal que se extiende desde
la Ria de Aboño hasta la Punta del Regato. En la siguiente figura se puede ver
la ortofoto (Google) de esta zona con ls playas:
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| Figura nº 2: Ortofoto de la Playa de Xivares. |
La mancha triásica de en Xivares, presenta una extensión de 600 Ha con una longitud de 3 kilómetros y una anchura de 2 kilómetros, pero que solo es visible en los acantilados de la costa y de manera parcial a lo largo de la carretera y la vía del ferrocarril de vía estrecha que discurre paralelo a la costa, estando en su mayoría tapado por una densa vegetación (prados).
GEOLOGIA REGIONAL.
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| Figura nº 3: Globo terráqueo pérmico. |
Desde
un punto de vista paleogeográfico durante el Pérmico había un solo continente:
el Pangea, resultado de la unión, tras la colisión varisca, de los continentes
Gondwana y Laurasia. Esta colisión produjo el levantamiento de una gran cordillera de 8.000
kilómetros de longitud. En la figura de la derecha se puede ver la situación de
Xivares en el globo terráqueo durante del Pérmico (280 Ma) justo en la gran
Cordillera Central del Pangea.
Xivares está situada en la Cordillera Cantábrica que a su vez se localiza en la parte occidental del Orógeno Alpino Pirineo-Cantábrico formado al Este por los Pirineos y por la Cordillera Cantábrica al Oeste. El Orógeno Alpino-Pirenaico-Cantábrico se levantó durante el Cretácico superior y el Mioceno inferior como resultado de la convergencia oblicua y la colisión de la placa ibérica y las placas euroasiáticas. Recientemente y basándose en su origen común y en su continuidad cartográfica muchos investigadores creen que estas cadenas montañosas forman parte de un orógeno continuo de dirección E-O que se extiende por más de 800 km tal como se puede apreciar en la siguiente figura.
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| Figura nº 4: Orógeno Alpino Pirineo-Cantábrico. Xivares se localiza en la Región Astur-Galaica ( AGR) dentro de la Cordillera Cantábrica occidental. |
La playa de Xivares está
situada en el Bloque Cabo Peñas-Cabo Torres, fundamentalmente Paleozoico,
y donde el Mesozoico (Pérmico, Triásico y Cretácico) aparece en afloramientos
aislados y de escaso espesor estando ausente el Jurásico. Este Bloque está limitado
por dos grandes fracturas: al SW la Falla de Ventaniella, una de las principales
fracturas variscas del Macizo Ibérico, mientras que su límite SE lo constituye
la Falla de Veriña, una reactivación alpina de una fractura varisca que coloca
a rocas del Ordovícico sobre el Triásico y Jurásico de la Unidad
Gijón-Villaviciosa de la Cuenca Mesozoica Asturiana.
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| Figura nº 5: Esquema geológico del Bloque Cabo Peñas- Cabo Torres. Xivaresse localiza en el extremo oriental del bloque junto al Cabo Torres. |
La estructura tectónica del Bloque Cabo Peñas – Cabo Torres corresponde a un tren de pliegues que presenta una mayor complejidad y una deformación más intensa, según se localizan más al NW donde se localizan los terrenos mas antiguos (Paleozoico Inferior).
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| Figura nº 6: Perfil Cabo Peñas- Cabo Torres |
En la siguiente figura se puede ver un esquema del Orógeno Varisco en Europa Occidental con la disposición del Arco Ibero-armoricano que se encuentra dividido en Zonas correspondiendo la Zona Cantábrica, en la que se localiza del bloque Peñas-Torres, a la más interna del Arco.
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| Figura nº 7: Situación de Xivares (Asturias) en el Arco Iberoarmoricano. |
Dentro de la división de la
Zona Cantábrica en regiones el Bloque Peñas-Torres es la terminación
septentrional de la Región de Pliegues y Mantos y más concretamente de la
Unidad Somiedo- Correcilla:
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| Figura nº 8: Situación del Bloque Cabo Peñas- Cabo Torres en el mapa estructural de la Zona Cantábrica. |
En el Bloque Peñas-Torres los terrenos postvariscos más abundantes corresponden al Permotrías y afloran en una serie de cuencas aisladas: La Granda, Candas y Xivares, que están relacionados con fallas normales con rumbo NW-SE, producidas por la reactivación de fallas variscas tardías relacionadas con la falla Ventaniella. EL Jurásico, tan abundante en la Cuenca mesozoica Gijón-Villaviciosa, no aparece y el Cretácico aflora solamente en Antromero y Aviles.
En la
siguiente figura se puede ver el mapa geológico del IGME abarcando toda la
mancha permotriásica de Xivares situada sobre terrenos devonicos.
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| Figura nº 9: Mapa Geológico (IGME) de la zona con el afloramiento Permotriásico de Xivares. |
En las tres playas el Triásico
presenta características geológicas algo diferentes, aunque las litologías son
parecidas: conglomerados y brechas calcáreas y areniscas rojas sobre un basamento
devónico calcáreo:
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| Figura nº 10: Detalle del Mapa geológico del IGME con las tres playas. |
La cuenca permotriásica de la
playa de Xivares está compuesta por una delgada secuencia (+- 50 metros) de sedimentos postectónicos
rojos que se sitúan discordantemente sobre el Paleozoico (Devónico Inferior)
muy verticalizado y deformado durante la Orogenia Varisca. La cuenca permotriásica de Xivares
no presenta ningún control tectónico, aunque dentro de la misma cuenca se
localizan algunas fracturas normales e inversas y plegamientos laxos formados
durante la Orogenia Alpina. Los sedimentos que rellenan la cuenca, y que serán
descritos detalladamente, probablemente pertenecen al miembro superior de la
Formación Sotres del Pérmico Inferior y a la Formación Fuentes del Triásico Superior.
En Xivares-Peñamaría las rocas pérmicas y triásicas descansan discordantemente sobre rocas del Grupo de Rañeces (Devónico Inferior). La Formación Fuentes aparece en la Playa de Peñamaría donde se dispone discordante sobre el Devónico verticalizado y afectada por un sinclinal alpino muy abierto y asimétrico. Esta formación está en contacto con la infrayacente Formación Sotres por una falla normal.
ANTECEDENTES GEOLÓGICOS.
Tanto en la zona comprendida entre los Cabos Torres y Peñas como en el resto de Asturias, el litoral cantábrico está salpicado de afloramientos postvariscos tanto pérmicos como triásicos de pequeña extensión, si exceptuamos la zona de Villaviciosa donde son de mayor entidad. La mayoría de los afloramientos carecen de dataciones precisas solo hay una datación polínica en el Arenal de Moris permiten diferenciar claramente la sucesión Pérmica de la Triásica. Por comparación con el Triásico del Arenal de Moris la edad de la sucesión Triásica de Xivares probablemente es Triásica Tardía.
En el
libro Geología de España (Vera 2004) E. Martínez García hace un resumen de la
estratigrafía del Pérmico en Asturias. Este autor considera que, durante el
Pérmico Inferior, inmediatamente después del final de la orogenia varisca, el
cinturón montañoso (Central Pangea) resultante de la Orogenia Varisca colapsó (Ver figura nº 2).
Este colapso extensional no fue generalizado en la Zona Cantábrica, sino que se
generaron cuencas estrechas y aisladas cuencas que estuvieron controladas por
la reactivación de las estructuras variscas y tardívariscas cuyas áreas de
fuentes cercanas y permanecieron activas durante todo el Pérmico Inferior (Cisuraliano).
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| Figura nº 11: Escala cronoestratigráfica oficial del Permotrías. |
Ademas de la cronoestratigrafia estándar Se han utilizado diferentes escalas cronoestratigracas para estudiar cuencas situadas en diferentes sitios (por ej. Europa, Rusia, China o Norteamerica). En la siguiente figura se realiza un síntesis de las diferentes nomenclaturas utilizadas:
Por
esta causa los depósitos postectónicos de la Cordillera Cantábrica, también
conocidos como Permotriásicos, están realmente constituidos por retazos de
edades variables entre Carbonífero terminal y Triásico terminal-Jurásico.
Dichos depósitos pertenecen a diversas y sucesivas fases orogénicas posteriores
a la denominada Fase Astúrica que llega a afectar a sedimentos marinos del Carbonífero
tardío - Pérmico Inferior (Ghezelienses-Autunienses) y que también han sido
afectadas de diferente manera por los movimientos postvariscos. Esto ocasiona
una gran disparidad de cuencas sedimentarias y de los depósitos que las
colmatan
En el
intervalo temporal que va del Carbonífero terminal al Pérmico se reconocen tres
conjuntos sedimentarios principales, cuyas relaciones entre sí y con el
basamento y la cobertera son complejas y dan lugar a diversas consideraciones
sobre su depósito y la evolución tectónica del zócalo sobre el que se
encuentran.
Desde
el punto de vista estratigráfico la descripción de los tres conjuntos se
realiza sin distinguir entre cuencas y cubetas concretas ya que los depósitos
se encuentran dispersos en una gran superficie (miles de kilómetros cuadrados)
en la que, por causas tectónicas, se pueden presentar sucesiones muy potentes
junto áreas donde pueden faltar por completo:
Conjunto inferior (Gzheliense-Autuniense). Tiene un espesor de 25 metros en los retazos más occidentales y 80 metros en el área Vasco-Cantábrica y está constituido por unos metros de conglomerados calcáreos en la base, siempre en discordancia con las calizas de la Formación Picos de Europa, seguidos por areniscas que pasan a ortocuarcitas hacia el oeste, con intercalaciones limolíticas y lutíticas y calizas en la parte superior a veces eliminadas por la erosión del conjunto intermedio o por los depósitos cretácicos. Este conjunto fue denominado Formación Mestas de Con (Martínez García et al, 1991) localidad situada al este de Cangas de Onis, en un retazo aislado debajo de la cobertera cretácica, donde se encontró una flora de edad autuniense junto con moldes de fusulinidos y bivalvos localizados en una sucesión de areniscas con lutitas oscuras y calizas en la parte superior. La localidad más occidental en donde se encuentra esta formación es Sebarga en el interior del Manto del Ponga. Más al Este aparecen diversos retazos en el área de Gamonedo todos ellos afectados por los cabalgamientos del Paleozoico superior que son así mismos fosilizados por sedimentos autunienses. El afloramiento más continuo de la Formación Mestas de Con se encuentra en la base de la sucesión vasco-cantábrica junto a la localidad de Suarias (Asturias) pudiendo ser reconocida hasta Puente Viesgo (Cantabria) siempre debajo de la sucesión cretácica y con unos delgados (25 m) conglomerados calcáreos poco rodados en la base seguidos de cuarcitas blancas y areniscas (25-40 m) con intercalaciones limolíticas. En este tramo se han encontrado fusulinas. En cuarcitas situadas a pocos (6-7 m) del muro de la formación se ha encontrado una flora compuesta por Neuropteris cf neuropteroides, Neuropteris pseudoblissii, Linopteris gangamopteroides, Callipteridium gigas, Pseudomariopteris paleaui, Polimorfopteris polimorfa y Calamites sp. Esta flora se ha atribuido al Estefaniense B alto sin descartarse un Estefaniense C-Autuniense.
Conjunto
intermedio (Autuniense). Puede superar los 600 metros
de espesor y está limitado a depresiones tectónicas de dirección NE-SW
desplazadas posteriormente por fallas de dirección E-W. La sucesión tipo se
encuentra en el área Villaviciosa - Langreo donde reposa en discordancia sobre depósitos
carboníferos o más antiguos. Su parte inferior o Formación Sotres (Martínez
García, 1981) puede alcanzar hasta los 100 metros de espesor y está
constituida por conglomerados calcáreos de hasta unas decenas de metros de
espesor, seguidos de capas de calizas de algas intercaladas entre lutitas
grises, areniscas y numerosas rocas volcánicas de tipo calcoalcalino (Valverde
Vaquero 1982). Esta sucesión aflora también en los Picos de Europa en la
localidad de Sotres donde el volcanismo es más reducido y donde ha sido datada
como Autuniense (Wagner y Martínez García 1982). Se puede establecer una
relación con las formaciones Arroyo y Paraes del área de Peña Sagra en la
sucesión Vasco Cantábrica donde tienen un mayor espesor. Sobre la Formación Sotres se sitúa, en aparente
concordancia, la Formación Cabranes (Martínez
García, 1991) constituida por lavas, aglomerados y cenizas volcánicas de
carácter calcoalcalino con un espesor variable que puede llegar a los 500
metros y que ha proporcionado plantas del Autuniense.
La Formación Cabranes presenta
numerosos cambios laterales de facies en un ambiente sedimentario fluvial
(Suarez Rodríguez 1988).
Conjunto superior (¿Pérmico inferior,
Artinskiense?). Incluye sedimentos fluviales y lacustres de
color rojo vinoso que aparecen en numerosos retazos en las zonas Cantábricas y
Palentina discordante sobre las formaciones Cabranes, Sotres y Mestas de Con y
el conjunto carbonífero sinorogénico (Kasimoviense) y preorogénico
(Moscoviense). Este conjunto ha sido definido como Formación Caravia y está formado por sedimentos detríticos de
origen fluvial con intercalaciones de carbonatos de gran interés metalogénico
(Martínez García 1981). Puede superar los 100 metros de espesor y contiene una
flora del Pérmico Inferior (Artinskiense?) junto a numerosos icnofósiles y
huellas de tetrápodos (Gand et al, 1997).
En la
sucesión del sector Vasco Cantábrico el conjunto está recubierto
discordantemente por potentes conglomerados de facies Buntsandtein. En Asturias
aparecen encima lutitas rojas, verdes y negras con intercalaciones de yesos (Formación Fuentes) cuyas lutitas rojas
basales han proporcionado una flora de edad Rhaetiense existiendo un importante
accidente extensional entre ambas formaciones (Martínez García 2001).
Recientemente
(Nemesio Heredia et al 2022) la sucesión Xivares se ha dividido en siete
tramos o secciones de la A a la G de las cuales los cinco inferiores (A-E)
pertenecen al Pérmico y los dos superiores (F-G) al Triásico. Aunque no hay
suficientes datos para hacer una atribución temporal precisa, se considera que
puede pertenecer a la parte inferior de la Formación Sotres del Artinskiense (Pérmico
inferior) debido a la ausencia de material volcánico (típico de la Formación
Acebal) y rocas carbonatadas (habituales en la parte media y superior de la
Formación Sotres).
Las
características de la sucesión sedimentaria pérmica de la playa de Xivares
estuvieron ligadas a una importante actividad de fallas en el margen de la
cuenca ya la erosión posterior producida por la sedimentación del Triásico.
Como resultado, las rocas del Triásico son discordantes sobre las rocas
Pérmicas, y ambas también lo son en el basamento Devónico.
Estos
investigadores han dado a la sucesión de Xivares un espesor de 38 metros y la
han dividido en los siguientes tramos:
-Los
tramos A, B y C están constituidos por conglomerados clasto soportados
(A y C) y conglomerados matriz soportados (B) que aparecen en estratos de 0,7 a
1,6 metros de espesor con estratificaciones cruzadas planas y en surco, aunque
la parte inferior (A) muestra capas sin estructuras sedimentarias claras. Los
tramos A y B muestran tendencias finning-upwards, mientras que el tramo C
indica una reactivación de la sedimentación. Estos conglomerados representan
sistemas fluviales trenzados constituidos principalmente por barras migratorias
en áreas proximales.
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| Figura nº 12: Conglomerados clasto y matriz soportados en la parte oriental de la Playa de Xivares. |
-Los tramos
D y E están representadas por capas de arena roja de 0,3 a 0,6 metros de
espesor con estratificación cruzada planar y en canal y ripples de corriente,
aunque el tamaño de las estructuras disminuye en el tramo E. Las capas de grano
fino y medio aparecen intercaladas, y todas ellas están cortados por trazas de
raíces muy marcadas y suelos con un desarrollo incipiente. Representan facies
fluviales trenzadas distales con desarrollo de depósitos overbank con largos
períodos sin sedimentación cuando la vegetación y los suelos se desarrollaron
dislocando las estructuras sedimentarias anteriores.
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| Figura nº 13: Areniscas rojas, microconglomeráticas, con una intensa bioturbación por raíces. |
-Los
tramos F y G representan el registro sedimentario triásico del perfil de
la playa de Xivares. El tramo F comienza con una capa de brecha de 0,9 metros
de espesor. Por encima de esto, se desarrolla una sucesión de capas alternas de
limolita y arenisca de color rojo oscuro de 0,2 a 0,5 metros de espesor. Estas capas
muestran base plana, estratificación planar de ángulo bajo y alcanzan decenas
de metros de extensión lateral. Se interpretan como depósitos overbank. El
tramo G probablemente esté representada por una sucesión similar al tramo F,
pero en este caso muestra una mala conservación probablemente debido al
desarrollo de las raíces y del suelo, registrando una acumulación más distal
y/o menos sedimentaria.
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| Figura nº 14: Depósitos de grano fino (areniscas y lutitas) de color rojo escuro con una marcada estratificación de grosor decimétrico. |
En la
siguiente figura se puede ver esta disposición estratigráfica (modificado de N.
Heredia et al):
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| Figura nº 15: Disposición de la cobertera postectónica en Xivares (N. Heredia et al.) |
Recientemente
(2017) y siguiendo las recomendaciones de la Guía Estratigráfica Internacional,
se han definido un total de 6 unidades litoestratigráficas que de muro a techo
son: San Tirso (St), Acebal (Ab), Sotres (So), Cicera (Ci), Rueda (Ru) y
Transición (Tr). La primera (St) es de edad Carbonífero-Pérmica, las
unidades Acebal y Sotres son Pérmicas y las formaciones Cicera, Rueda y
Transición son Triásicas.
Las
principales características de cada una de estas seis unidades
litoestratigráficas son:
FORMACIÓN
SAN TIRSO (Fm. MESTAS DE CON).
La
Formación San Tirso sólo aparece en la parte meridional del sinclinorio La
Justa-Aramil una estructura, de dirección NE-SW, situada en la parte más
meridional del Mesozoico asturiano. Esta formación está relacionada con un
strike-slip duplex, asociado a las fallas tardivariscas de desgarre dextral de
Nalón y Mieres y a fallas inversas asociadas: fallas Frieres, La Peña y La
Carrera que corresponden con cabalgamientos variscos reactivados. El desarrollo
de las fallas del Varisco Tardío comprendió un lapso de tiempo corto (4-5 Ma)
entre el Gzheliano tardío y el Asseliano temprano, edad estimada también para
los sedimentos relacionados de la Formación San Tirso, esta edad coincide con
la edad estimada para el final del cierre del Arco Ibero-Armoricano por lo qaue
es de pensar que estas fallas acomodaron los últimos esfuerzos compresivos
variscos.
La
Formación San Tirso, descrita por primera vez por Velando et al. (1975) y
posteriormente incluida por Martínez-García et al. (2001) en la Formación
Mestas de Con, descansa discordantemente sobre el zócalo paleozoico y está recubierta
discordantemente por la Formación Acebal. Litológicamente la Unidad está
compuesta por areniscas, conglomerados y lutitas y presenta pequeñas capas de
carbón intercaladas en la parte basal. Esta formación sólo aparece el Sector de
La Justa-Aramil. Wagner y Martínez García, 1982 le atribuyen una edad incierta
entre el Kasimoviense superior (Estefaniense superior C) y el Pérmico (Autuniense).
La
Formación San Tirso sería una sucesión continental del Carbonífero tardío al Pérmico
más temprano (Gzeliano tardío-Asseliano temprano), ligeramente deformada por la
orogenia varisca (sucesión sinorogénica tardía) y que se presenta
discordantemente superpuesta a las rocas carboníferas variscas en la Zona
Cantábrica. Esta Unidad se ha interpretado como depositada por la migración de
dunas linguoides en canales fluviales de abanicos aluviales distales, y
depósitos de desbordamiento con formación de capas de carbón. Generalmente se
compone de secuencias fining-upwards de espesor métrico en cuya parte superior aparecen
depósitos margosos lacustres o láminas arenosas a limosas de depósitos de playa
lacustre.
Martínez
García, Wagner y García-Ramos (1991) describen una parte basal de sucesión
postorogénica constituida por conglomerados de cantos calcáreos a veces de gran
tamaño y en general poco rodados, semejantes a los existentes en la Formación
Sotres, que pueden alcanzar hasta los 25 metros de espesor (Sotres, Viñón,…).
Sobre estos conglomerados se localizan de 25 a 40 metros de cuarcitas blancas
que en Mestas de Con presentan una flora que ha permitido su atribución al
Estefaniense C – Pérmico Inferior. Se trata de cuarzoarenitas blancas
frecuentemente microconglomeráticas con estratificación cruzada de media
escala, laminaciones paralelas, ripples, granoselección normal y estructuras de
escape de fluidos con una escasa bioturbación. Se trataria de sedimentos
marinos que hacia arriba pasan sedimentos rojos depositados en un medio
semiárido pérmico.
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| Figura nº16: Callipteridium gigas |
Depósitos
de esta misma formación han sido descritos en la zona de central de Asturias
(San Tirso, Mieres) poco deformados y discordantes sobre el Carbonífero de la CCC.
Sobre el terreno estos depósitos afloran muy mal y están compuestos por
lutitas, limolitas, areniscas y conglomerados calcáreos angulosos. Parecen
nódulos carbonatados y huellas de raíces. Se les estima un grosor de 225
metros.
La
Formación San Tirso aflora en muy pocos lugares de la Cordillera Cantábrica, y
estos tramos son discontinuos mostrando segmentos parciales que necesitan ser ordenados
verticalmente. Este registro está compuesto por cuatro tramos, del tramo A en
la base al tramo D a techo, de los cuales los dos inferiores están tapados por
derrumbes locales, y sólo se observarán los dos superiores.
El
tramo inferior (A) está constituida por una sucesión de capas de
conglomerados de secuencias thick finning-upwards de hasta 10 metros de espesor
que en su parte superior presentan cuerpos de hasta 4 metros de espesor de arenisca
rojiza. Son comunes los fragmentos de vegetales y delgadas capas de carbón intercaladas.
Esta sección inferior se interpreta como depósitos de abanicos aluviales
proximales a medios desarrollados en condiciones húmedas.
El
segundo tramo (B) consiste en limolita roja de hasta 18 metros
de espesor con raíces fósiles e intercalaciones de capas de arenisca y caliza
de grano fino de espesor centimétrico y base plana. Esta sección se interpreta
como depósitos de desbordamiento con desarrollo de lagunas probablemente
relacionados con ambientes de abanicos aluviales distales.
El
tercer tramo (C) se divide en dos partes. Una parte inferior formada
por una sucesión de 12 metros de espesor constituida por capas de conglomerados
mal organizados de color rojo oscuro y espesor centimétrico y algunas capas
intercaladas de arenisca de grano grueso de cm de espesor con laminación
cruzada de ángulo bajo poco desarrollada. Capas delgadas de limolita de color
rojo oscuro pueden aparecer intercaladas entre la arenisca. Esta parte inferior
se interpreta principalmente como depósitos proximales (poco organizados y no
confinados) relacionados con el límite de la cuenca cerca de las áreas, con
etapas intercaladas que muestran una sedimentación más organizada. La parte
superior de esta sección es una sucesión de 5 metros de espesor constituida por
capas de areniscas de color amarillo oscuro de espesor centimétrico con base
plana o ligeramente erosiva, onduladas y estratificación plana y cruzada. Capas
delgadas de limolita de color rojo oscuro pueden aparecer separando los cuerpos
de arenisca y constituyendo secuencias ascendentes de disminución del espesor
de los estratos. Esta parte superior se interpreta como depósitos overbank
proximales con desarrollo de pequeños canales.
El
cuarto tramo (D) es el superior de la Formación San Tirso y
aparece en el pueblo de El Carmen. También se subdivide en dos partes. El
inferior tiene un espesor de 2,5 metros y está constituido por cinco secuencias
ascendentes de capas de arenisca ocre con ondulaciones de corriente y
estratificación cruzada planar de ángulo bajo y limolita-lutita verde en la
parte superior con 0,4-0,8 m de espesor. Se interpreta como depósitos de
desbordamiento con desarrollo de suelo incipiente.
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| Figura nº 16 a: Aspecto de La Formación San Tirso en El Carmen (San Tirso) |
La
parte superior, de 2,3 metros de espesor, está representada por capas de
areniscas ocres de espesor centimétrico con base erosiva, estratificación
cruzada plana y en artesa y ondulaciones de corriente. Se interpretan como la
migración de barras pequeñas-medianas relacionadas con sistemas fluviales
trenzados en una organización de varios pisos.
El
registro sedimentario de la Formación San Tirso muestra una sucesión con claro
control tectónico, donde las reactivaciones en los sistemas aluviales están
relacionadas con frecuentes movimientos de fallas.
El
ambiente sedimentario correspondería a una cuenca aislada, intramontañosa, en
la que dominan los depósitos aluviales que evolucionan de proximales a distales
pasando a depósitos palustres instalados en una llanura de inundación distal
sobre la que circulan algunos canales fluviales con carga arenosa, en un clima
húmedo y cálido.
En
estos depósitos se ha encontrado una flora de clima húmedo y cálido del
Carbonífero tardío – Pérmico basal (Estefaniense C – Autuniense inferior).
En la
siguiente figura se puede ver esta columna (J. López-Gómez):
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| Figura nº 17: Formación San Tirso en el Anticlinal La Justa- Aramil. |
FORMACION
ACEBAL.
Esta Unidad
ha sido recientemente descrita (López-Gómez 2019) cerca del pueblo de Acebal,
donde tiene un espesor de 310 metros, aunque con una considerable variación
lateral del espesor. Se encuentra discordantemente sobre la unidad subyacente o
directamente sobre el zócalo. Se compone básicamente de rocas volcánicas y
volcaniclásticas verdes, areniscas de grano medio a grueso de color rojo a
verde y lutitas rojas. En la siguiente fotografía se puede ver el aspecto de
las areniscas de esta Unidad:
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| Figura nº 18: Areniscas de la Formación Acebal (Fotografía: IGME). |
La
formación está constituida por diferentes tipos de depósitos volcánicos
clásticos acumulados durante pulsos sucesivos. Las interrupciones entre los
pulsos volcánicos permitieron el desarrollo de pequeños sistemas fluviales
trenzados, mixtos de arena y grava, con enormes depósitos de llanuras aluviales
en los que se desarrollaron raíces y paleosuelos. La Formación Acebal se
depositó en pequeñas cuencas aisladas delimitadas por fallas normales activas y
(al igual que en el resto de las unidades litoestratigráficas del
Pérmico-Triásico) las rocas de esta Formación se formaron en condiciones
áridas.
J.
López-Gómez asigna a esta formación una edad Asseliense-Sakmariense (Pérmico
Inferior o Cisuraliense).
En el pueblo de Acebal (Asturias) la formación tiene unos 175 metros de espesor y se presenta discordante sobre la Formación San Tirso o sobre el Carbonífero. Está constituida por conglomerados polimícticos con clastos calcáreos de grosor centimétrico, areniscas canalizadas en estratos decimétricos de grano medio a grueso, de color gris o blanco y lutitas rojizas o verdosas. Hacia el techo aparecen niveles de lutitas oscuras. La Formación presenta una gran participación volcánica (intercalaciones de rocas volcánicas calcoalcalinas y volcanoclásticas).
FORMACION SOTRES.
Descrita
por Martínez-García (1981) en Sotres se considera como una de las tres unidades
que componen el registro sedimentario pérmico “post-herciniano”, representado
por las formaciones Sotres, Cabranes y Caravia. Las dos primeras formaciones
componían el Grupo Viñón, mientras que la segunda equivalía al Grupo
Villaviciosa. La Formación Sotres yace discordantemente sobre la Formación
Mestas de Con, la Formación Acebal o directamente sobre el basamento. Esta Unidad
esta formada por una secuencia de lechos volcanoclásticos de 8 metros de
espesor, capas delgadas de carbón y de una alternancia de calizas grises y
lutitas negras con detritos volcánicos con un grosor de hasta 90 metros. En
otros sectores esta formación está compuesta por areniscas de grano fino a medio
en su parte inferior, y lechos carbonatados hacia la parte superior, donde
frecuentemente se desarrolla una gran superficie kárstica. El espesor máximo de
esta formación podría llegar a los 600 metros en el área de Villaviciosa.
La
formación está constituida por pequeños sistemas fluviales entrelazados, mixtos
de arena y grava, con la acumulación de depósitos finos en las planicies de
inundación en las que se formaron lagos en los que se depositaron sedimentos
carbonatados en los que se desarrollaron de varias superficies kársticas.
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| Figura nº 19: Walchia piniformis |
En la parte media-baja de la Formación Sotres se han
descrito icnitas de vertebrados pérmicos como Hyloidichnus major y Limnopus. Basándose en la aparición de Supaia
e Hyloidichnus major en estratos próximos Gand et al. (1997) dataron esos estratos
como Artinskiense, o incluso Kunguriense. La presencia de Varanopus cf. rigidus
(Gand, 1987) se ha atribuido a una edad Artinskiense a Capitaniense.
En
Asturias esta unidad se dispone discordantemente sobre el basamento varisco y
queda limitada en su parte superior por una discordancia que la separa de los
sedimentos triásicos. Al NE de Piñeres donde mejor está representada la
Formación aparece un tramo basal de arcillas margosas, limolitas y areniscas de
grano fino de colores gris verdoso y pardo con carbonatos y cristales de
pirita, lo que es indicativo de condiciones reductoras. Por encima aparecen
niveles de brechas calcáreas fácilmente reconocibles que son los que suelen
aparecer discordantes sobre los materiales variscos. Los cantos proceden de las
calizas carboníferas (Formaciones Barcaliente, Valdeteja y Picos de Europa) y
aparecen inmersos en una matriz limolítica ferruginosa de color rojo intenso.
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| Figura nº 20: Brecha de clastos calcáreos de formaciones carboníferas y matriz rojiza. |
En
Sotres (Asturias) sobre las calizas carboníferas se encuentra la siguiente
sucesión (Martínez - García 1981):
-20
metros: Pizarras calcáreas de color negro.
-80
metros: Calizas tableadas con intercalaciones pizarrosas.
-4
metros: Dolomías.
-20
metros: Margas rojas con nódulos calcáreos.
-18 metros: Alternancia de lutitas margosas y areniscas rojas.
-100 metros: Alternancia de areniscas y lutitas de color rojizo o verdoso con lentejones de conglomerados.
FORMACION
CICERA.
De
reciente descripción se localiza en las proximidades de la localidad de Cicera,
donde tiene un espesor de 180 metros, aunque muestra importantes cambios de
espesor lateral. La Formación descansa discordantemente sobre diferentes
unidades anteriores, o directamente sobre el basamento. Representa la “facies
de Buntsandstein” del Triásico clásico. La Formación Cicera está constituida
por una alternancia de areniscas rojas de grano fino a grueso y lutitas de
color rojo oscuro. Estas areniscas son más frecuentes en la mitad inferior de
la unidad, donde también pueden aparecer capas delgadas de conglomerados de
clastos redondeados.
La
unidad, sin embargo, ha sido frecuentemente descrita como la Formación Caravia
en diferentes áreas considerada Pérmico inferior o superior por varios autores.
Esta
formación alcanza un mayor espesor y muestra una distribución geográfica más
amplia que las unidades anteriores. En su parte inferior la Unidad se depositó
en sistemas fluviales trenzados mixtos de arena y grava. En su parte media estos
sistemas evolucionan hacia un aumento de los depósitos de llanuras de
inundación, que son los sedimentos dominantes en la parte superior de la
formación.
La
parte superior de esta formación muestra una transición con la suprayacente Formación
Rueda de origen marino somero. Esta transición está indicada por la presencia
de Plaesiodictyon mosellanum un alga de agua dulce a ambiente marino poco
profundo. La sedimentación de esta formación indica cuencas sedimentarias de
mayor tamaño, que se desarrollaron en un contexto extensional activo y
generalizado con diferentes pulsos que permitieron depósitos con variaciones
considerables de espesor.
Los
conjuntos palinológicos de la Formación Cicera muestran asociaciones muy
similares representadas por Camerosporites secatus LESCHIK 1956, Chordasporites
singulichorda KLAUS 1960, Duplicisporites granulatus (LESCHIK) SCHEURING 1970,
Illinites chitonoides KLAUS 1964, Lunatisporites noviaulensis (LESCHIK) JERSEY
1979, Microcachryidites doubingeri KLAUS 1964, Microcachryidites fastidioides
(JANSONIUS) KLAUS 1964, Ovalipollis pseudoalatus (THIERGART) SCHUURMAN 1976,
Triadispora crassa KLAUS 1964, Triadispora falcata KLAUS 1964, Triadispora
plicata KLAUS 1964, Triadispora staplinii (JANSO-NIUS) KLAUS 1964, Triadispora
sospecha KLAUS 1964 y Triadispora verrucata (SCHULZ) SCHEURING 1970. La
presencia de taxones típicos del Triásico Medio como Lunatisporites
noviaulensis, Illinites chitonoides, Microcachryidites doubingeri y
Michrocachryidites fastidioides, junto con especies de circumpollen que se
diversificaron durante el Ladiniense tardío indican una edad Longobardiense
(Ladiniense tardío).
En las
muestras recolectada en la Sección de Cicera están representadas las especies Camerosporites
secatus LESCHIK 1956, Duplicisporites granulatus (LESCHIK) SCHEURING 1970,
Chordasporites singulichorda KLAUS 1960, Ovalipollis pseudoalatus (THIERGART)
SCHUURMAN 1976, Patinasporites densus LESCHIK 1955, Triadispora crassa KLAUS
1964, Triadispora epigona KLAUS 1964, Triadispora falcata KLAUS 1964,
Triadispora plicata KLAUS 1964, Triadispora staplinii (Jansonius) KLAUS 1964,
Vallasporites ignacii LESCHIK 1956 y Plaesiodictyon mosellanum WILLE 1970. La
presencia de Chordasporites singulicorda, Triadispora spp. y las especies
circumpollen junto con Patinasporites densus y Vallasporites ignacii, que
tienen su primera aparición en la base del Carniense temprano indicaría una
transición de Longobardiense - Cordevoliense (Ladiniense - Carniense temprano).
En la
Formación Cicera se han descrito icnitas (pie-mano) de Rhynchosauroides. y de Lagerpetidae
que indican una edad Ladiniense.
FORMACION
RUEDA.
Unidad
recientemente descrita en las proximidades de la localidad de Rueda donde
alcanza un espesor de 3,5 metros. Está formado por margas grises y verdes en la
parte inferior y calizas ocres y dolomitas en la parte superior. La unidad aparece
en transición con subyacente la Formación Cicera.
Esta
formación se interpreta como sedimentos mixtos intermareales, marinos someros.
La formación constituye la primera transgresión marina mesozoica en la antigua
cuenca intracontinental vasco-cantábrica occidental. Representaría una corta
incursión del mar de Tethys que sólo alcanzó las zonas continentales central y
oriental de esta cuenca
FORMACION
DE TRANSICIÓN (Fm. FUENTES).
Fue
definido por primera vez como “Tramo de Transición” por Suárez-Vega
(1969, 1974) cerca de Villaviciosa y posteriormente como Formación Fuentes
por Suárez-Rodríguez (1988). La unidad se compone en su mayoría de margas rojas
y desde la base hasta la parte superior se intercalan areniscas rojas, lechos
de yeso y de carbonatos (calizas y dolomías) que pueden aparecer sobre
diferentes unidades litoestratigráficas, pero siempre después de una
interrupción de la sedimentación. Debido a estas circunstancias frecuentemente muestra
un registro sedimentario incompleto, acuñándose y desapareciendo hacia el S y
el E. Estas variaciones hacen muy difícil estimar su espesor que en la zona
costera no supera los 150 metros, pero en el interior, y en base a los datos de
sondeos de investigación minera, se le conoce espesores que varía entre los 320
a 610 metros, siendo el mayor en Villabona.
Esta
formación se interpreta como un ambiente de transición marino-continental en su
base, evolucionando a depósitos marinos de sabkha en su parte media y superior.
En una muestra de la Formación Transición obtenida en el sondeo de Villabona se han descrito Camerosporites secatus LESCHIK 1956, Classopollis zwolinskae (LUND) TRAVERSE 2004, Classopollis torosus (REISSINGER) BALME 1957, Duplicisporites granulatus (LESCHIK) SCHEURING 1970 y Rhaetipollis germanicus SCHULZ 1967 que sugieren una edad Laciense-Aulaniense (Noriense temprano-medio) porque la primera aparición de Classopollis spp. es durante el Noriense temprano, y los taxones Duplicisporites granulatus y Camerosporites secatus no están registradas en conjuntos norienses medios-tardíos (Visscher y Brugman, 1981; Kürschner y Herngreen, 2010; Kustatscher et al., 2018).
Personalmente soy de la opinión que la Formación Fuentes constituida por arcillas y margas arenosas rojas con yesos blancos y la Unidad o Formación de Transición constituida por lutitas grises con dolomias y yesos blancos y grises, son dos unidades muy diferenciadas, y que ambas merecen tener el rango de Formación.
En la siguiente figura se puede ver
esta columna del Permotrías cantábrico de forma resumida:
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| Figura nº 22: Columna resumida del Permotrías de Asturias (José López-Gómez-Gomez at al 2018). |
Por su parte Carlos Martínez
Diaz (El Carbonífero y Pérmico 1983) describe las siguientes columnas
estratigráficas:
Sector de Avilés:
sobre el basamento paleozoico se encuentran unas arcillas margosas de color
rojo intenso sobre las que se sitúan unos conglomerados silíceos con cantos
poco rodados de cuarcitas, chert, etc…. y matriz arenosa con fluorita. Estos conglomerados
presentan un espesor muy variable de algunos metros a algunas decenas y pasan
lateralmente a areniscas. Sobre estos conglomerados se colocan 70 metros de
alternancias de arcillas y areniscas con algún banco de conglomerados. Encima
se localiza un nivel de 3 a 6 metros de grosor constituido por caliza
dolomítica arenosa con nódulos y frecuentemente con fluorita que lateralmente
pasa a un conglomerado calcáreo de matriz arcillosa y color rojo intenso. A
continuación, hay unos 50 metros de areniscas y arcillas de colores grises
rojizos con intercalaciones de dolomías en capas centimétricas en la base. A
techo hay 120 metros de arcillas rojas y grises con yesos.
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| Figura nº 23: Conglomerados calcáreos rojos sobre calizas y margas rojas devónicas (Salinas ; Aviles) |
Sector de Gijón-La Collada. Su estratigrafía
se conoce gracias a los sondeos de investigación minera (carbón en La Camocha y
fluorita en La Collada). El Pérmico se sitúa discordante sobre el Carbonífero y
comienza con conglomerados poligénicos con clastos silíceos y calcáreos de
espesor muy variable (de 5 a 50 metros). Siguen de 20 a 40 metros de areniscas
y pelitas rojas y calizas arcillosas de grosor también muy variable (de 5 a 80
metros) que lateralmente pasan a conglomerados calcáreos. La serie culmina con
una alternancia de areniscas y pelitas de colores rojos y grises de 60 a 150
metros de espesor.
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| Figura nº 23 b: Facies de arcillas rojas con estratos irregulares de calizas arcillosas y areniscas. Cruce de Xivares. |
Sector de Siero:
discordante sobre el Carbonífero hay 15 metros de margas y calizas negras
seguidas por 15 metros de calizas arenosas, 6 metros de conglomerados calcáreos
que presentan grandes variaciones de grosor (360 m) en cortas distancias, 18
metros de margas y areniscas rojizas y grises, 3 metros de calizas margosas y a
techo 40 metros de margas abigarradas, En estos depositos se han encontrado
floras autunienses (Patac), del Estefaniense-Pérmico (Gervilla) y del
Estefaniense tardío (Wagner & Martínez García).
Sector de Villaviciosa: se
diferencian dos secuencias estratigráficas diferentes, una inferior o Capas
de Viñon de 500 metros de espesor, que estan formadas por conglomerados
calcáreos de matriz arcillo-arenosa y cantos rodados de color gris
característico con intercalaciones arcillosas encima de los conglomerados
aparecen una sucesión de areniscas, margas, conglomerados y niveles calcáreos.
Por encima se sitúan rocas volcánicas y tobáceas que alternan con arcillas
oscuras y calizas grises con algas. Esta serie inferior termina con una
alternancia de areniscas, arcillas y conglomerados silíceos.
La serie superior o Capas de Villaviciosa tiene más de 600 metros se caracteriza por su coloración rojiza. En la base puede presentar conglomerados silíceos o calcáreos o bien areniscas a las que siguen una alternancia de areniscas y lutitas con conglomerados rojos. Encima aparece un nivel carbonatado (“Caliza de Bayones”) o de conglomerados calcáreos. Sobre este nivel carbonatado se localiza una gruesa (400 metros) secuencia de areniscas, lutitas y conglomerados polimícticos que culmina con el Conglomerado de La Riera, un conglomerado calcáreo con matriz roja. Por encima aparecen varias decenas de metros de arcillas rojizas con yesos. La edad de la serie seria Autuniense.
Sector de Colunga-Caravia:
sobre el Carbonífero aparecen 20 metros de un conglomerado calcáreo con matriz
roja encima del cual aparecen 50 metros de una alternancia de areniscas,
margas, capas carbonatadas y niveles de conglomerados. Sobre esta alternancia
habría una capa de cuarcitas de espesor variable y por último una alternancia
de 150 metros de espesor compuesta de margas, arcillas y niveles de areniscas
de colores rojos y verdes.
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| Figura nº 24: Arcillitas rojas y verdes en el Arenal de Moris (Caravia). Facies muy parecida a la de la Formación Arcillas de Cofrentes (K3) del Triasico superior de Valencia. |
Sector Beleño-Ribadesaella. En
esta zona (Fios-Cofiño) la secuencia comienza con una alternancia de areniscas,
margas y carbonatos de 5 a 10 metros de grosor a la que sigue un conglomerado
calcáreo de matriz arcillosa roja con grosor muy variable (de 6 a 60 metros).
Encima hay un nivel cuarcítico (Cuarcita de Fios) de 20 a 35 metros de grosor
seguido de una alternancia de areniscas, margas y capas dolomíticas de 15
metros de espesor. La secuencia termina con 140 metros de arcillas rojas y
verdes alternando con areniscas y limolitas.
A continuación, se puede ver
un cuadro resumen de unidades litológicas clásicas descritas en el área de
estudio por autores anteriores (izquierda y centro) y las nuevas unidades
descritas por J. López-Gómez at al (2019).
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| Figura nº 25: Correlación del Permotrías de la Cordillera Cantábrica (José López Gómez). La Propuesta Unidad de Transición, debería dividirse en dos, una unidad inferior o Formación Fuentes y una unidad superior a Formación de Transición. |
DESCRIPCION GEOLOGICA DE LA PLAYA DE XIVARES.
La Playa de Xivares se divide
en partes con características geológicas muy diferentes: un basamento o zócalo
paleozoico y una cobertera postectónica mesozoica.
En la siguiente figura se
puede ver la cartografía geológica detallada realizada por N, Heredia et al:
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| Figura nº 26: Cartografía de detalle de la Playa de Xivares (según N. Heredia et al.) |
BASAMENTO VARISCO.
El Basamento Paleozoico prehercinico
aflora a lo largo de este sector de la costa asturiana desde la Ria de Aboño
hasta la Punta del Regato, principalmente en la parte oriental de la Playa de
Peñamaría y en la parte oriental de la Playa de Xivares. Este basamento o
zócalo está constituido por una completa secuencia del Devónico Inferior
aflorando las distintas formaciones que constituyen el Complejo Rañeces y que
se describen a continuación de muro a techo:
CALIZAS DE NIEVA.
Con un grosor de 150 a 200
metros su contacto con la infrayacente Formación Areniscas de Furada es
gradual. Su parte inferior (30 m) está constituida por lutitas oscuras sobre
las que aparecen calizas grises bioclásticas y fosilíferas (predominantemente
braquiópodos) en estratos ondulante y/o lenticulares de 0,40 a 2 m de grosor con
abundantes estructuras sedimentarias inorgánicas (laminaciones cruzadas
planares, paralelas, de ripples, hummocky, etc…) y orgánicas (bioturbaciones).
Estas calizas alternan con lutitas y margas fosilíferas bioturbadas. La parte
superior de la Unidad esta constituida por calizas bioclásticas dolomitizadas
en estratos tabulares métricos con números estructuras sedimentarias con
biostromos de corales thamnoporidos y estromatopóridos. La edad de esta
formación seria Gediniense superior-Siegeniense medio-superior.
En la siguiente figura se
puede ver el Devónico (Formaciones Nieva y Bañugues) verticalizado aflorando en
la Ria de Aboño.
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| Figura nº 27: Afloramiento paleozoico en la Punta de Aboño. |
DOLOMIAS DE BAÑUGUES.
Unidad formada por 100 a 150
metros de calizas dolomitizadas y dolomías amarillentas en estratos de 1,5 a 3 metros
de grosor con laminaciones paralelas y onduladas de origen inorgánico u
orgánico (mallas de algas), ripples de corriente y oleaje, grietas de
retracción y estromatolitos (domales, columnares y concéntricos) depositadas en
llanuras de marea durante el Siegeniense superior.
Cerca del techo aparecen
calizas bioclásticas con delgados bioostromos de corales tabulados (favositidos
y thamnopóridos) y estromatolitos. En algunos lugares pueden presentar en su
parte media una intercalación terrígena (areniscas, limolitas y lutitas rojizas
o beiges) de 35 a 75 metros de espesor.
CALIZAS Y PIZARRAS DE
FERROÑES.
Unidad constituida por una alternancia de calizas con lutitas y margas grises de 100 metros de espesor. Las calizas bioclásticas y fosilíferas son rojas y grises y se presentan en estratos lenticulares y ondulados de espesor submétrico con gran cantidad de estructuras sedimentarias, bioturbación y abundantes fósiles llegando a formar lumaquelas (braquiópodos, crinoideos, corales, brioozos,…). Las margas muy bioturbadas también son muy fosilíferas con corales solitarios. Las lutitas pardas son menos fosilíferas están laminadas. Su edad seria Siegeniense superior – Emsiense medio-superior.
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| Figura nº 28: Contacto entre calizas grises y calizas rojas del Devónico de Xivares. Punta de Aboño. |
CALIZAS DE ARNAO (CALIZAS Y
MARGAS DE AGUIÓN).
Con 200 metros de espesor la Unidad está formada principalmente por calizas con margas y lutitas carbonatadas rojas en menor proporción. En la parte inferior de la Formación aparecen calizas bioclásticas encriníticas gruesas en estratos tabulares gruesos (3 m) con numerosas estructuras sedimentarias, aunque por encima predominan capas lenticulares de calizas con equinodermos, braquiópodos, brioozos, estromatopóridos y corales tabulados que pueden formar bioostromos y pequeños biohermos que alternan con margas rojizas y verdosas fosilíferas y lutitas grises bioturbadas. En la parte media de la Formación predominan las margas fosilíferas y lutitas grises y verdosas microlaminadas con calizas y calizas dolomíticas grises o amarillentas. En la parte superior de la Formación vuelven a ser dominantes los estratos gruesos de calizas bioclásticas encriníticas grises y rojizas que alternan con lutitas y margas fosilíferas bioturbadas. Esta formación seria del Emsiense Superior. Las calizas devónicas que aparecen en la Playa de Xivares corresponden a las calizas bioclásticas encriníticas muy fosilíferas y de color rojo con algunos niveles de calizas margosas con fósiles y lutitas de aspecto pizarroso sin fósiles de la Formación Calizas y Margas de Aguión.
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| Figura nº 29: Afloramiento de calizas rojas encriniticas y coralinas en la Playa de Xivares. |
Aparecen gran cantidad de braquiópodos de gran tamaño que aparecen tanto aislados como acumulados en niveles generalmente con la concavidad hacia abajo. Junto a estas calizas fosilíferas se encuentran calizas margosas también muy fosilíferas con braquiópodos planos, globosos y spiriferidos de muy gran tamaño, corales tipo tamnoporidos (a veces formando biostromos) y artejos de crinoideos en forma de estrella. También aparecen algunos niveles de arcillitas pizarrosas rojizas. En la siguiente imagen se puede ver un braquiópodo (Mucrospirifer) en calizas rojas (Localidad: Xivares).
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| Figura nº 30: Braquiópodo spiriferido en calizas rojas margosas. (Playa de Xivares). |
Esta sucesión del Complejo Rañeces esta datada en el Devónico Inferior (Gediniense superior – Emsiense superior).
Durante mis investigaciones he encontrado un ejemplar de crinoideo que aún no ha sido descrito en la Asturias y pienso que tampoco en el resto de la Cordillera Cantábrica, el crinoideo Acanthocrinus rex del Devónico Inferior. Este crinoideo presenta la particularidad que carece de ningún tipo de estructura de anclaje a los blancos fondos marinos (fangos) sobre los que vivía por lo cual la parte final de su pedúnculo adoptaba una forma de rosca para sujetarse mejor:
Figura nº 30 a: El Crinoideo devónico: Acanthocrinus rex descrito por primera vez en Asturias.
COBERTERA POSTECTONICA.
Discordantemente sobre el
basamento Devónico se sitúa una delgada (+-50 metros) cobertera postectónica que se puede
seguir de forma prácticamente continua a lo largo del acantilado que delimita
las playas.
Los límites del afloramiento costero de esta cobertera postectónica se sitúan en la Punta del Regato al W y en la Punta de Aboño al E. En la siguiente imagen se puede ver la disposición de la cobertera postectónica sobre el basamento devónico en esta playa del Regato que se presenta afectado varias fracturas normales poco visibles por estar tapadas por los desprendimientos de las laderas de los acantilados que presentan algunos tramos margosos y/o lutíticos deleznables:
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| Figura nº 31: Terminación occidental del afloramiento Pérmico de Xivares en la Punta del Regato. |
En los acantilados de esta
pequeña playa se puede ver como un conglomerado de granulometria muy gruesa (cantos y
bloques) de naturaleza calcárea se dispone sobre las calizas rojas de la
Formación Calizas de Arnao (Calizas y margas de Aguión de Radic) que en esta
playa presenta una fauna de corales (thamnapóridos), crinoideos, braquiópodos y
algún gasterópodo:
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| Figura nº 32: Calizas rojizas con corales lamelares y gasterópodos. |
En esta zona el contacto de la cobertera
sobre el basamento devónico se dispone discordante y tectónizado tal como se observa en
la siguiente fotografía:
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| Figura nº 33: Contacto mecánico de los conglomerados calcáreos sobre calizas rojas fosilíferas devónicas (Punta del Regato). |
En la mitad oriental de la
Playa de Xivares (debajo del Mirador) y sobre las calizas rojas con lumaquelas de braquiópodos y
corales del Formación Calizas y margas de Aguión (Fm. Arnao) se sitúa
discordantemente un nivel de 3 – 4 metros de conglomerados de clastos angulosos
(bloques) procedentes de las mismas calizas rojas devónicas que constituyen su
basamento lo que indica que estos conglomerados se han formado prácticamente in
situ o con un transporte muy corto y corresponderían a derrubios de ladera o abanicos aluviales
proximales.
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| Figura nº 34: Conglomerados (brechas) calcáreos dispuestos directamente sobre calizas rojas fosilíferas. |
Estos conglomerados presentan
una estratificación métrica poco marcada y una disminución del tamaño de los
clastos hacia arriba pasando a los niveles de areniscas rojas con clastos
calcáreos angulosos dispersos.
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| Figura nº 35: Areniscas rojas de grano medio a fino con niveles microconglomeráticos y clastos calcáreos angulosos dispersos. Este tramo aparece sobre los conglomerados de la figura 34. Playa de Xivares. |
Inmediatamente al Este de la
Playa del Regato, en el acantilado situado sobre la estrecha plataforma de
abrasión marina se puede ver una buena exposición de la cobertera postectónica
formada un tramo conglomerático de al menos 30 metros de grosor, poco
reconocible en su parte inferior por causa de estar cubierto de fauna y flora
marina, pero de naturaleza conglomerática, sobre el que aparece un tramo de
areniscas rojas de grano fino con clastos angulosos dispersos, tal como se
puede ver en la siguiente fotografía:
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| Figura nº 36: Plataforma de abrasión marina de Xivares. En el escarpe del acantilado se observan los dos tramos de conglomerados calcáreos pérmicos separados por un nivel intermedio de areniscas rojas. |
Este tramo areniscoso de
varios metros de grosor presenta una gran cantidad de estructuras sedimentarias
entre las que destacan los lentejones y paleocanales constituidos por
microconglomerados y areniscas de grano grueso con laminaciones cruzadas de
migración de barras. Además, aparecen laminaciones cruzadas de pequeña escala y
superficies erosivas.
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| Figura nº 37: Areniscas rojas con abundantes superficies erosivas |
En estas areniscas rojas también se han podido observar
grietas de retracción (mud cracks) como las que se puede ver en la siguiente
imagen:
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| Figura nº 38: Grietas de retracción en areniscas rojas (Playa de Xivares) |
En estas areniscas rojas son muy abundantes las costras ferruginosas y calcáreas y en algunos niveles de granulometría fina los taffonis por erosión eólica.
También se han visto alguna superficies con ondulaciones de ripples en mal estado del conservación tal como se puede ver en la siguiente fotografía:
Figura nº 38 b: Plano de estratificación mostrando ondulaciones de ripples (Xivares).
Sin embargo, la estructura
sedimentaria mas espectacular es la presencia de sucesivos niveles de
bioturbaciones ocasionadas por raíces (rizoconcreciones) que aparecen a lo largo de todo el
acantilado desde la entrada a la playa por el Arroyo de Xivares hasta la Punta
del Regato, sobre todo en la zona que se puede ver en la siguiente fotografía:
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| Figura nº 39: Zona del acantilado de la Playa de Xivares donde son abundantes las bioturbaciones por raíces. Playa de Xivares. |
Los niveles con bioturbaciones
por raíces, con espesores métricos, se presentan superpuestos y separados por
niveles métricos de areniscas de grano grueso ,microconglomeráticas, de base erosiva y con
laminaciones cruzadas por migración de barras:
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| Figura nº 40: Alternancia de niveles de areniscas microconglomeráticas con laminaciones cruzadas y niveles de areniscas rojas con una intensa bioturbación por raíces. |
Las bioturbaciones por raíces
son de gran tamaño y se encuentran en areniscas rojizas de grano fino con
matriz arcillolimosa. Presentan un agujero rodeado de una costra carbonatada más
clara. Las raíces principalmente adoptan una disposición vertical, aunque
también las hay horizontales y con disposiciones más anómalas en varias
direcciones:
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| Figura nº 41: Marcas de raíces subverticales en areniscas rojas |
En algunos sitios las
bioturbaciones por raíces son muy densas y las marcas se presentan muy
apretadas y con una marcada inclinación:
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| Figura nº 42: Niveles intensamente bioturbados por enraizamientos. Muchos de ellos con una marcada orientación y algunos con formas muy complejos. |
Sobre este nivel areniscoso rojo con bioturbación por raíces y abundantes estructuras sedimentarias de corrientes, se sitúa un grueso banco masivo de conglomerados
calcáreos de base netamente erosiva. La presencia de un grueso hard
ground ferruginoso indica que las areniscas rojas estuvieron
expuestas a la intemperie bastante tiempo:
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| Figura nº 43: Superficie erosiva del banco conglomerático superior sobre las areniscas rojas. Plataforma de abrasión de Xivares. |
Este grueso paquete con varios metros de grosor, está constituido por conglomerados masivos de clastos calcáreos angulosos soportados por una matriz de microbrechas y areniscas gruesas a muy gruesas con abundante cemento calcáreo. Los clastos aunque de varias procedencias (poligénicos) son principalmente de calizas grises con laminaciones (posiblemente procedentes de la caliza de montaña), la clasificación por tamaños es mala (con bloques, cantos y gravas), los clastos son angulosos y poco esféricos. Con estas características son depósitos que han sufrido muy poco transporte.
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| Figura nº 44: Conglomerado (brecha) calcáreo. Los clastos son de calizas grises, angulosos, mal clasificados por tamaños (desde bloques a gravas), con una matriz de gravas, areniscas microconglomeráticas y abundante cemento calcáreo. (Playa de Xivares). |
Estos niveles de areniscas
rojas con clastos y bioturbaciones por raíces y conglomerados calcáreos
continúan al otro lado de la Playa de Xivares y en la parte occidental de la de
Peñamaría donde los conglomerados presentan una estratificación gruesa poco
marcada y están formados por clastos de calizas grises y rojas de tamaño grueso
(bloques) muy angulosos.
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| Figura nº 45: Ruditas de clastos calcáreos heterométricos, angulosos y prácticamente monomícticos (calizas rojas devónicas). El conjunto presenta varios metros de espesor y una estratificación gruesa poco marcada (Playa de Santamaria). |
En esta zona (Playa de
Peñamaría) se puede ver que estos conglomerados presentan facies parecidas a
las de los Conglomerados de la Riera (Brechas carbonatadas en una matriz rojiza):
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| Figura nº 46. Conglomerados (brechas) calcáreas de clastos angulosos, poligénicos, en una matriz de areniscas rojas con abundante cemento calcáreo ) Playa de Santamaria. |
En la parte occidental de la Playa de Santamaria se observa como una falla normal y vertical , de salto de amplitud desconocida, ocasiona la desaparición de los conglomerados calcáreos y la aparición de areniscas cuarcíticas de colores claros de facies muy diferente a las areniscas rojas con raíces descritas anteriormente.
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| Figura nº 47: Falla que pone en contacto los conglomerados calcáreos pérmicos (a la derecha) con las areniscas cuarciticas y alternancia de areniscas y lutitas rojas triásicas. |
Estos niveles de areniscas cuarcíicas de colores claros se disponen a lo largo de toda Playa de Santamaria. En la parte parte mas oriental de la Playa se observa como sobre las calizas devónicas se sitúan ,discordantemente, unos pocos metros de areniscas rojas con manchas verdosas sobre las que de una forma plana y neta se sitúa un banco de areniscas cuarcíticas de colores claros de grano fino a medio, amarillentas, averdosadas, muy recristalizadas. con laminaciones paralelas y cruzadas de muy bajo ángulo.
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| Figura nº 47b: Niveles de areniscas arcillosas rojas. |
Estos niveles pueden presentar una intensa bioturbación en sus planos de estratificación.
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| Figura nº 48: Bioturbación en los planos de estratificación de las areniscas rojas |
Las areniscas son cuarcíticas, presentan un color amarillento granos de cuarzo hialino y cemento silicio. Presentan nódulos rosáceos (calcita?) y nódulos y vetas irregulares de silex rosáceo como se vera en el apartado de minerales.
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| Figura nº 48: Microfotografía (x20 aumentos) de las areniscas cuarcíticas (Playa de Santamaria). |
Aparecen algunas (pocas) bioturbaciones por thalassinoides en los planos de estratificación. El banco que aparece a lo largo de toda la playa, termina en una superficie neta y plana.
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| Figura nº 49: Banco de areniscas cuarcíticas sobre el que se sitúa una alternancia de areniscas rojas y lutitas del mismo color. (Playa de Santamaria) |
La superficie superior del banco areniscoso es plana y neta y sobre ella se dispone una alternancia de estratos de 10 a 20 cmts de grosor de areniscas rojas de grano fino y otros más limoarcillosos de color rojo oscuro que se van haciendo más abundantes y gruesos hacia arriba.
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| Figura nº 50: Detalle de la fotografía anterior con el contacto neto entre las areniscas cuarcíticas y las areniscas rojas con lutitas del mismo color. |
Las areniscas presentan gran cantidad de estructuras de calcos de flujo (flutes casts) en los planos de estratificación. Lateralmente estos niveles evolucionan a areniscas speudonodulosas que lateralmente se acuñan.
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| Figura nº 51: Estructuras flute a techo de un estrato areniscoso |
Como se ha mencionado hacia arriba disminuye el tamaño de grano de las areniscas haciéndose más abundantes los niveles de granulometría más fina apareciendo más areniscas de aspecto noduloso y niveles de arcillitas limolíticas rojas oscuras y los primeros niveles carbonatados y de lutitas grises.
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| Figura nº 53: Niveles de areniscas y lutitas de color rojo oscuro. (Playa de Santamaria) |
Estos niveles carbonatados comienzan con delgados estratos de calizas grises (caliches) que se acuñan lateralmente y presentan laminación ondulante. Estos niveles aparecen entre niveles de arcillas de tonos rojizos oscuros que hacia el techo pasan a arcillas grises con niveles nodulosos de areniscas de grano fino a muy fino.
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| Figura nº 54: Nivel carbonatado lenticular pasando a lutitas rojas oscuras con nódulos (Playa de Peñamaria). |
Algunos de estos bancos calcáreos adquieren espesores métricos de calizas oquerosas dispuestos en estratos decimétricos.
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| Figura nº 55: Niveles calcáreos de aspecto oqueroso y grosor métrico intercalados en lutitas rojas oscuras. (Playa de Peñamaria). Este nivel calcáreo- dolomítico es muy similar al nivel guía carbonatado queaparece en la base de las Arcillas de Cofrentes (K3) en la Cordillera Ibérica. |
En la parte oriental de la Playa de Santamaria se puede ver como este conjunto de areniscas rojas con manchas verdes, areniscas cuarciticas claras y alternancia de areniscas y lutitas rojas que van pasando a lutitas rojas oscuras y grises con bancos carbonatados se sitúan discordantemente sobre las calizas devónicas, tal como se observa en la siguiente fotografía:
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| Figura nº 56: En primer termino calizas grises y rojizas devónicas. Discordantemente sobre estas se sitúan las areniscas rojas y areniscas cuarcíticas triásicas. Se observa como los depósitos triásicos se doblan por efecto del levantamiento del zócalo paleozoico, formado el flanco oriental de un sinclinal. |
La serie que aflora en el conjunto de las playas de Xivares y Peñamaria se puede resumir de la siguiente manera:
MURO: Calizas devónicas.
-5-10 metros: Conglomerados calcáreos de clastos carbonatados angulosos (brechas) muy mal clasificados con tamaños oscilando entre los bloques y las gravas. Son clastos de calizas de colores rojos y grises con matriz de microconglomerados y areniscas y cemento carbonatado. Al apoyarse directamente sobre las calizas rojas fosilíferas de la Formación Arnao la mayoría de los cantos proceden de esta formación.
-0-5 metros: Areniscas rojas con matriz limoarcillosa roja, con clastos carbonatados dispersos, presentan intercalaciones lenticulares de microbrechas calcáreas y areniscas gruesas. Abundan las estructuras sedimentarias como cicatrices erosivas, laminaciones cruzadas de migración de barras, paleocanales y ripples que indican sedimentación en un medio fluvial de canales trenzados (braided). La presencia de una intensa bioturbación por raíces indica la existencia de áreas más tranquilas donde se desarrolló una densa vegetación. El intenso color rojo del tramo junto la presencia de grietas de desecación, costras calcáreas, niveles de microbrechas intraformacionales y restos de una importante costra ferruginosa a techo indican una emersión en un clima árido. Este tramo areniscoso se acuña hasta desaparecer en Peñamaría.
-5-15 metros: tramo masivo de conglomerados calcáreos formados por clastos de calizas grises y rojizas muy angulosos y mal clasificados por tamaños (brechas) con una abundante matriz de microbrechas y areniscas con cemento calcáreo. El conglomerado se presenta masivo o con una estratificación gruesa (+1 m) muy poco marcada con tendencia a lenticular.
En contacto por falla con los conglomerados o situados directamente encima de las calizas devónicas:
-3-4 metros (visibles): areniscas cuarcíticas de colores amarillos, verdes y marrones en estratos métricos de base y techo plano con escasas estructuras sedimentarias. Intercalaciones de areniscas cuarzosas con matriz limoarcillosa rojas con manchas verdosas.
-4-5 metros: Alternancia de areniscas rojas con estructuras load y arcillitas limoarenosas rojas oscuras con nódulos areniscosos.
-5-10 metros (visibles): Areniscas rojas seudonodulosas, arcillas limoarenosas rojas oscuras, arcillas grises y niveles carbonatados amarillentos, oquerosos y/o travertínicos algunos de hasta 1 metro de grosor.
EVOLUCION SEDIMENTARIA DURANTE EL PERMOTRIÁSICO.
En una primera fase (Pérmico Inferior) se produjo el levantamiento de la Cordillera Varisca generándose montañas tan imponentes como las del Himalaya, montañas que rápidamente comenzaron a erosionarse aportando gran cantidad de sedimentos detríticos gruesos (conglomerados y arenas) que comenzaron a rellenar las grandes cuencas generados por los movimientos de las grandes fracturas hercinicas y tardohercinicas. A los materiales aportados por la erosión de los grandes relieves variscos se añadieron los materiales de procedencia volcánica generados por el volcanismo asociado a estas grandes fracturas. Tras estos primeros aportes, más gruesos, se depositaron materiales de granulometría más fina (areniscas, limos, arcillas,...) y finalmente se instauro una sedimentación lacustre. Estos sedimentos componen una primera secuencia sedimentaria que rellena un abrupto paleorelieve y son de edad Pérmico Inferior y Medio (Autuniense - Saxoniense). Estos depósitos no aparecen en Xivares bien porque no se depositaron o bien porque se erosionaron.
Durante el Thuringiense (Pérmico Superior) y tras el relleno de los principales paleorelieves variscos, comienza la deposición de una segunda secuencia de relleno que comienza con el depósito de sedimentos detríticos gruesos (conglomerados y areniscas) en un medio de abanicos aluviales y ríos de canales entrelazados que durante el Triásico Inferior y Medio (Scythiense – Anisiense) va evolucionando lateral y verticalmente a depósitos más finos (areniscas y limos) de ríos de alta sinuosidad para culminar en el Triásico con depósitos de llanuras de inundación y sabkhas.
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| Figura nº 57: Bloque diagrama aplicable a las facies presentes en el Pérmico de Xivares. |
Los depósitos de Xivares se corresponderían con esta segunda secuencia de relleno, correspondiendo los conglomerados de la Playa de Xivares a la Formación Sotres del Pérmico Inferior (Autuniense) y los areniscas y arcillitas rojas y grises con carbonatos de la Playa de Peñamaría al Triásico Medio-Superior (Ladiniense-Noriense) de la Formación Fuentes (Transición), aunque también se han atribuido a la Formación Cicera.
TECTÓNICA.
EL RIFTING PERMO-TRIASICO.
Cerca de la costa asturiana se conservan algunos restos del Permo-Triásico que incluyen sucesiones del Estephaniense tardío, Pérmico y Triásico, como el que se localiza en Xivares.
Los depósitos mesozoicos asturinaos están afectados por tres sistemas de fallas, formados durante la orogenia varisca tardía:
(i) un sistema de fallas de tendencia NE-SW (Falla de Veriña).
(ii) Un sistema de estructuras de tendencia NW-SE, incluida la falla cantábrica o Ventaniella (Julivert 1960; Martínez Álvarez 1968).
(iii) un sistema de fallas ENE-WSW y ESE-WNW, incluida la falla Llanera
Todos estos sistemas muestran evidencias de una reactivación durante el Jurásico tardío seguida de una Extensión durante el Cretácico tardío y los eventos tectónicos compresionales del Cenozoico.
Después la colisión Gondwana-Laurasia (Orogenia Varisca) y desde el Pérmico Inferior comienza la fragmentación de Pangea. Estos tres sistemas de fracturas variscas evolucionaron hasta formar unos sistemas de grandes fallas que delimitaban depresiones tipo rift que disgregarán el supercontinente Pangea.
Al norte de Iberia, en la futura área pirenaica (surco pirenaico), se localiza una de estas zonas de rift, que evolucionará posteriormente con la apertura del Golfo de Vizcaya y la expansión centroatlántica y en la que se depositaron los sedimentos de las cuencas permotriásicas asturianas.
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| Figura nº 58: Situación Xivares en el mapa paleogeográfico del Permo-Trias (ca 250 Ma.) se observa la situación los rifs cantabropirenaico e ibérico |
TECTONICA DE XIVARES:
En el Mapa Geologico del MAGNA (Hoja 14) se puede observar que Xivares se encuentra en el, intensamente replegado, flanco Oriental, del Sinclinal de Perlora:
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| Figura nº 59: Perfil NW-SE del Sinclinal de Perlora. |
El basamento paleozoico se encuentra intensamente deformado por la Orogenia Hercínica o Varisca presentándose verticalizado mientras que la cobertera triásica se presenta subhorizontal y con una deformación más suave con pliegues muy laxos y fracturas normales e inversas. En la siguiente figura se puede ver la red de fallas normales, la mayoría de orientación NW-SE transversal a la costa.
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| Figura nº 60: Ortofoto de la Playa de Xivares con las principales estructuras alpinas. |
PLIEGUES ALPINOS:
La única estructura plegada que afecta a la cobertera triásica en Xivares es un pliegue sinclinal que se localiza en la Playa de Peñamaría. Más que un pliegue parece una estructura de acomodación causada por los arrastres producidos por la Falla de Peñamaría y el contacto discordante del Triásico con el basamento devónico. En la siguiente fotografía se puede ver el levantamiento del flanco oriental del sinclinal de Peñamaría bien por movimientos ascensionales del zócalo paleozoico o hundimientos de la cubera postectónica:
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| Figura nº 61: Pliegue sinclinal, muy laxo, en el Triásico de la Playa de Peñamaria. En primer termino las calizas devónicas que constituyen el zocalo paleozoico. |
FALLAS ALPINAS:
Las estructuras más numerosas son las fallas que son de dos tipos; fallas normales verticales o poco inclinadas y fallas inversas muy inclinadas con deformaciones asociadas.
Estas fallas directas subverticales de salto más importante (varias decenas de metros) son las responsables de la formación de los pequeños gravens que favorecieron la formación y posterior conservación de los depósitos pérmicos, pues los Triásicos son expansivos sobre estos y en Xivares no parecen presentar ningún control tectónico aparente.
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| Figura nº 62: Corte esquemático a lo largo de la Playa de Xivares con la situación y moviento vertical de las fallas alpinas. |
Las estructuras más importantes que se pueden observar son las siguientes:
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| Figura nº 63: Pizarras rojas protomiloniticas |
Falla de Xivares: se trata de una estructura de dirección NW-SE y plano subvertical que discurre paralela al arroyo y que corta a la discordancia paleozoico-triásico con un salto mínimo de 50 metros.
Falla Mirador de Xivares: se trata de una falla conjugada con la anterior.
Falla directa de Peñamaría: Se trata de una falla normal de plano subvertical que pone en contacto el Pérmico con el Triásico (conglomerados y cuarcitas) por lo que su salto debe de ser importante (30-40 mts). Esta estructura se puede ver fotografía de la figura 47.
Fallas inversas de la Playa de Peñamaría. Se trata de pequeñas fallas que afecta a los materiales triásicos produciendo el desplazamiento de varios metros del banco de areniscas cuarcíticas descrito anteriormente. La falla provoca un marcado efecto de arrastre visible por el plegamiento de los estratos carbonatados que aparecen en sude su flanco oriental.
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| Figura nº 64: Falla muy tendida afectando a los sedimentos triásicos de la Playa de Santamaria. La Falla lleva asociado una pequeña surgencia de agua. |
En la Playa de Peñamaría también se puede observar otra estructura fallada pero con una mayor complejidad al tratarse de una pequeña falla dúplex o en echelon.
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| Figura nº 65: Falla compleja compuesta por varios planos conjugados afectando a materiales triásicos de la Playa de Peñamaria. |
Además, en ambas playas, toda la secuencia triásica está afectada por pequeñas fallas normales verticales con pequeños saltos muchas de ellas asociadas a pequeñas surgencias de agua subterráneas:
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| Figura nº 66: Falla directa afectando a niveles de areniscas pérmicas. Playa de Xivares. |
En la Playa de Santamaria se pueden observar algunas fallas directas de pequeño salto como la que se puede ver en la siguiente fotografía produciendo la fractura y desplazamiento del nivel cuarcítico que aparece en la base de la secuencia estratigráfica:
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| Figura nº 66b: Falla directa de pequeño salto desplazando un banco de areniscas cuarcíticas en la playa de Santamaria (Xivares): |
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| Figura nº 66 c: Falla tendida con salto de varios metros desplazando el nivel de brechas carbonatadas situado a techo de las areniscas rojas. |
MINERALIZACIONES.
En las rocas triásicas de la zona de Xivares aparecen algunas mineralizaciones, de ellas la más importante es la de hierro sedimentario que aparece en forma de concreciones ferruginosas (goetita, hematíes, limolita,…) y también en masas mineralizadas y en planos de fractura.
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| Figura nº 67: Concentración de mineral del Fe (Playa de Xivares). |
La principal mineralización de Fe corresponde a un importante hard ground ferruginoso que aparece a techo del tramo de areniscas ferruginosas con raíces justo debajo de la superficie erosiva correspondiente al muro del segundo paquete de conglomerados que constituyen el escarpe acantilado de la Playa de Xivares.
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| Figura nº 68: Concentración de mineral de Fe en el contacto entre las areniscas con raíces y los conglomerados calcáreos (Playa de XiVares). |
En algunos niveles se pueden observar manchas de amarillas de azufre procedente de la alteración de estas y otras concentraciones ferruginosas dentro de los conglomerados masivos o a techo de los mismos.
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| Figura nº 69: Manchas de azufre en los conglomerados calcáreos (Playa de Xivares). |
En el talud de la carretera de Gijón-Candas a la altura de la parroquia de Albandi aparece un nivel con una importante mineralización que se encuentra muy cerca del límite meridional del afloramiento Triásico de Xivares, cerca del zócalo Paleozoico (Devónico) en el arroyo de Reconco y cuya situación se detalla en la siguiente figura.
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| Figura nº 70: Situación de la masa de mineral de pirita (Albandi;Xivares). |
Este nivel se encuentra entre sedimentos triásico rojos (areniscas y arcillitas limolíticas) con facies similares a las que se pueden ver en la Playa de Peñamaría: Lutitas rojas oscuras con areniscas rojas:
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| Figura nº 71: Escarpe de la carretera donde se localiza el mineral justo debajo de las lutitas rojas triásicas. |
El nivel, de espesor visible comprendido entre 2 y 3 metros, está formado por rocas de patina marrón oscuro, densas y oquerosas, que desprenden un fuerte olor a azufre. Están formadas por una masa recristalizada de color rosado con un alto contenido en pirita y pirolusita, posiblemente de origen hidrotermal.
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| Figura nº 72: Muestras de mano del mineral (Albandi; Xivares). |
La pirita se presenta como una masa sacaroidea formada por pequeños cristales de pirita de tono metálico y color verdoso :
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| Figura nº 73: Pirita sacaroidea (Albandi; Xivares). |
Algunas muestras corresponden a masas extremadamente densas de un mineral muy duro de color negro posiblemente con pirolusita:
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| Figura nº 74: Mineral metálico muy denso de color negro (Albandi; Xivares). |
Otros minerales no metálicos:
En el banco de areniscas cuarzosas de la Playa de Santamaría aparecen vetas irregulares y nódulos de sílex de color rosáceo:
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| Figura nº 75: Sílex rosáceo en vetas y nódulos. (Playa de Peñamaria) |
También son frecuentes pequeños nódulos (5-10 cm) esféricos de color blanco rosáceo con una cristalización que se asemejan a la baritina:
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| Figura nº 76: Nódulos rosados (Barinina?). Playa de Peñamaria. |
CONTENIDO FOSIL.
Las formaciones que componen el Grupo Rañeces son fosilíferas y un recorrido por la playa de Xivares permite comprobar este extremo. Los fósiles más abundantes corresponden a los braquiópodos que se presentan aislados o formando lumaquelas o acumulados en superficies con la concavidad hacia abajo o hacia arriba. Las calizas rojas de la Formación Arnao (Aguion) están formadas por una gran acumulación de artejos de crinoideos, braquiópodos, briozoos y corales.
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| Figura nº 77: Acumulación de fragmentos de crinoideos, briozoos y corales. |
Los corales son muy frecuentes, generalmente ramificados tipo thamnoporidos, y pueden aparecer sueltos o en posición de vida formando bioostromos y pequeños biohermos.
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| Figura nº 78: Corales thamnaporidos en la Punta del Regato (Xivares) |
En la cobertera pérmica no he encontrado ningún fósil solo abundantes bioturbaciones debidas a raíces (rizoconcreciones) que como ya se ha indicado anteriormente pueden aparecer en varias direcciones, principalmente verticales, pero también pueden aparecer inclinadas, horizontales y retorcidas e incluso horizontales en los planos de estratificación:
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| Figura nº 79: Collaje fotográfico con ejemplos de raíces y encauzamientos en Xivares: a) Nivel de areniscas rojas con una intensa bioturbación por raíces marcadas por costras calcáreas blancas. b) Pareja de raíces verticales. c) Agujero de una raid en la superficie de un plano de estratificación d) Niveles de areniscas rojas con enraizamientos densos y complejos separados por niveles de areniscas microconglomáticas con laminaciones de migración de barras. (Playa de Xivares). |
Durante el Pérmico y el Triásico las floras paleozoicas (Paleofíticas), dominadas por las Pteridofitas, sufrieron un fuerte declive y fueron sustituidas por las floras mesolíticas, dominadas por gimnospermas mejor adaptadas al clima árido imperante y las floras paleozoicas dominadas por pteridospermales de hojas anchas (Cordaites y Glossopteris) fueron reemplazadas por coníferas, gingkoales y cicadales. Una de las causas de estos cambios paleobotánicos sería la unificación de las placas continentales en una sola masa continental, el súpercontinente Pangea dividido en una parte meridional, o Gondwana, y una septentrional, o Lausasia, por un entrante del Océano Panthalassa: el Tethys.
Durante el Pérmico la diversidad floristica del grupo de las Pteridofitas y especialmente de las Filicales carboníferas, sufrió una gran disminución apareciendo otras floras como las Osmundaceas, las Schizeaceas, Mantoniaceas y otras. Las Maratitales se mantuvieron hasta el límite jurásico. De las nuevas floras las Gimnospermas son las que presentan las variaciones más significativas pasando a ser el grupo dominante.
Entre las Pteridopermales y a principios del Pérmico, ocurre un importante relevo desapareciendo las Medullosaceas y otras que son sustituidas por otras gimnospermas dominantes a finales del periodo.
Las Gingkoales también aparecen en el registro paleobotánico a principios del Permico.
La mayor diversificación la tuvieron las volztiales que aparecen en el límite Carbonífero-Pérmico, y tuvieron un gran desarrollo durante el Pérmico (Utrechtia,…) y el Triásico (Voltzia,…). A finales de este periodo comenzaron a desarrollarse las familias actuales (Pináceas,….).
Esta bioturbación tiene todo el aspecto de ser debida de Pteridofitas con el desarrollo de los característicos rizomas horizontales
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| Figura nº 80: Huellas de raíces (rizoconcrecciones) distribuidas horizontalmente en un plano de estratificación de las areniscas rojas (Playa de Xivares). |
En la siguiente paleoreresentacion artística se observa un medio sedimentario semejante al de la formación de las areniscas rojas con raíces: un rio braided en una facies muy próximal a los relieves montañosos
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| Figura nº 81: Rio braided en las proximidades de un relieve montañoso. Se observa un gran desarrollo de la vegetación (Pterifofitas) colonizando parte del cauce fluvial. Un proceso similar podría haberse dado en Xivares. |
MEDIO SEDIMENTARIO: ABANICOS ALUVIALES:
En la siguiente figura se puede ver la interpretación medioambiental que hacen Nemesio Heredia et al de los depósitos pérmicos de Xivares:
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| Figura nº 82: Columna sintética del Pérmico de Xivares e interpretación del medio de deposito (Nemesio Heredia et al). La parte inferior de la columna (Tramos A, B y C) corresponden a depositos conglomeráticos de sistemas aluviales trenzados. La parte superior de la columna (Tramos D y E) corresponderían a sistemas braided arenosos con depósitos de desbordamiento con desarrollo de suelos y raíces. |
Sin embargo tal como se ha podido ver en la descripción de los depósitos pérmicos de Xibarres estos estan compuestos por conglomerados masivos a con estratificación poco marcada formados por clastos calcáreos heterometricos (decimétricos a centimetricos), angulosos y mal clasificados. Estos clastos son, principalmente, de calizas devónicas rojizas (monomicticos) con una abundante matriz de gravas y areniscas también rojizas
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| Figuranº 83: Conglomerados calcáreos monomícticos, heterométricos (bloques, cantos), muy angulosos (brechas) dispuestos en estratos gruesos (métricos) muy poco marcados y tendiendo a lenticulares . Los clastos son de calizas rojas devónicas y proceden del zócalo inmediatamente subyacente. No se observan estructuras de corriente. (Playa de Peñamaria). |
A principios del Pérmico se daban las condiciones principales para la generación de abanicos aluviales, la zona todavía presentaba una gran inestabilidad tectónica con relieves en proceso de elevación que según se iban levantando eran rápidamente erosionados y los materiales así generados depositados en áreas tectónicamente deprimidas adyacentes a estos relieves (ver fotografía nº 46). En este contexto, y a lo largo de todo el Carbonífero y Pérmico, se formarían sistemas de abanicos aluviales proximales adyacentes a los relieves montañosos en los que se sedimentarían detríticos de granulometría gruesa a muy gruesa (ruditas) transportados en mantos de arroyada (sheet flood) y/o flujos masivos (debris flow) en las zonas proximales, seguidos de depósitos de granulometría media a gruesa correspondientes a ríos trenzados (braided) en las zonas medias del abanico y finalizando con la acumulación de sedimentos de granulometría más fina en las zonas distales.
Este tipo de depósitos están influenciados por diversos factores: litológicos, geomorfológicos, florísticos, climáticos y tectónicos. Los depósitos de los abanicos aluviales tienden a presentar una morfología cóncava en su perfil transversal y una convexo en el perfil longitudinal. Las pendientes en los abanicos de zonas áridas varían entre 5 y 10º en áreas proximales y entre 1 y 2º en áreas distales. Estas pendientes están relacionadas con el tamaño de los abanicos y de su granulometría. Se pueden presentar cambios en los gradientes debidos a causas climáticas (incrementos en las descargas acuosas tractivas) o a causas tectónicas.
Los abanicos aluviales se pueden considerar como sistemas deposicionales con varios subambientes sedimentarios con sus facies específicas. Se dividen en tres partes: Cabecera, cuerpo y pie.
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| Figura nº 85: Abanico Aluvial. |
Cuerpo del abanico: se subdivide en dos partes, una alta o cuerpo interno en contacto con la cabecera del abanico en la que predominan los depósitos de arroyadas por crecidas y sheet floods y un cuerpo externo en el que predomina el transporte, en fuertes pendientes, por corrientes acuosas con capacidad para transportar granulometrías muy gruesas (barras de gravas braided) pudiendo también depositar granulometrías más finas si se dan las condiciones.
Pie del Abanico: subdividida en tres partes: una zona interna conectada con el cuerpo externo por materiales canalizados de geometría lenticular de granulometría gruesa a media con tendencias granodecrecientes. La zona intermedia del pie del abanico donde predomina una sedimentación de terrígenos finos con intercalaciones de materiales más gruesos en forma de lentejones con granoseleccion negativa con bases acanaladas o planas. La zona externa del pie del abanico con facies de granulometría fina a muy fina con intercalaciones de cuerpos canalizados de granulometría mas gruesa. Pueden mostrar signos de periodos prolongados de no sedimentación y acumulaciones estables de agua interactuando con otros sistemas sedimentarios.
El pie del abanico tiene un aspecto general de llanura lutítica en la que existen algunos materiales más gruesos, procedentes del pie interno o del intermedio, de geometría lenticular y tendencia secuencial negativa. En las partes más alejadas hay una zona con características típicas de llanura lutítica. En estas zonas, la existencia de trazas de vegetación (rizocreciones, caliches, etc.) cuando son muy extensas, indican detenciones de la sedimentación, o abandonamiento sedimentario de algunos sectores muy determinados en condiciones climáticas favorables para el desarrollo de una cobertera vegetal.
La anteriormente propuesta zonación propuesta de cabeza, cuerpo y pie del abanico aluvial, casi siempre queda reducida a las dos últimas, ya que la cabeza del abanico es lo primero que se erosiona cuando este debe ajustarse a unas nuevas condiciones alocíclicas que, por ejemplo, pueden ser generadas en una reactivación tectónica del borde de la cuenca. La zona del pie del abanico puede adquirir un gran desarrollo cuando en el área fuente están bien representados los materiales de granulometría fina (como lutitas y areniscas). Pero cuando en el área fuente predominan las litologías duras como los carbonatos es el cuerpo del abanico la zona que adquiere un mayor desarrollo.
En la siguiente figura se puede ver, el escarpe producido por el segundo tramo conglomerático de Xivares (izquierda) y a la derecha el perfil de un abanico pleistoceno de la Cuenca del Ebro (Igualada) que corresponde a un episodio conglomerático multiepisódico con base erosiva sobre el Paleogeno. La litología dominantes el deposito Peistoceno está formada por conglomerados de clastos carbonatados, subredondeados y heterométricos (de decimétricos a centimétricos) en la base sobre los que se localiza una alternancia de lutitas y areniscas que es cortada erosivamente por otro nivel conglomerático de base erosiva formado por estratos de 2 m de grosor de cuerpos lenticulares de conglomerados heterométricos muy mal clasificados, de clastos angulosos con una clasificación positiva difusa. F. Xavier Castelltort et al interpretan estos depósitos como depositados por corrientes tractivas acuosas con episodios de confinamiento y otros de corrientes no confinadas mas expansivos. Estos autores consideran que debido a la falta de estructuras sedimentarias internas, a la pobre selección de los clastos y a su poco redondeamiento estos depositos serian debido a una sucesión de intensas y cortas descargas acuosas efímeras de alta energía y densidad correspondientes a episodios de inundaciones (“flash flood”) generados por grandes tormentas. En la siguiente figura se puede ver la semejanza de los depósitos de Xivares con los descritos en Igualada correspondiendo ambos a acumulaciones multiepisodicas de clastos angulosos y heterométricos transportados por flujos acuosos tractivos con base erosiva que se producirían en zonas apicales de un abanico aluvial.
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| Figura nº 86: Comparativa entre los depósitos conglomeráticos del Pérmico de Xivares y los depósitos de abanicos aluviales pliocenos de Igualada atribuidos (F. Xavier Castelltort et al) a inundaciones multiepisódicas en zonas apicales de abanicos aluviales. |
RESUMEN Y CONCLUSIONES.
En la Playa de Xivares (Asturias) se localiza una de las mejores exposiciones del zócalo varisco paleozoico (concretamente el Complejo de Rañeces del Devonico Inferior) recubierto por una cobertera postectónica permotriasica. Esta cobertera con un grosor conjunto de unos 50 metros se apoya directamente sobre las calizas devónicas y está formada por un complejo basal Permico, de naturaleza principalmente conglomerática, formado por tres tramos: uno basal formado por conglomerados de clastos calcáreos heterométricos (decimétricos a centímétricos), angulosos, que se presentan en bancos gruesos sin estructuras sedimentarias, salvo una clasificación positiva. Los conglomerados están compuestos por clastos de calizas rojas devonicas en una matriz de gravas y areniscas cementadas, también de color rojo. Este tramo esta muy bien expuesto en la punta del Mirador de Xivares en la parte oriental de esta Playa mientras que en la parte de la plataforma sw abrasión de Xivares este tramo apenas es visible por la intensa colonización de algas y otros organismos marinos.
Sobre este primer tramo conglomeratico y de manera gradual, aparece intercalado un tramo de areniscas rojas con clastos calcáreos centimétricos muy angulosos y dispersos. Son muy frecuentes los lentejones de microconglomerados con laminaciones de migración de barrras. Las areniscas presentan gran cantidad de estructuras sedimentarias como superficies erosivas, ondulaciones, laminaciones cruzadas, junto a grietas de desecación y una intensa bioturbacion por raíces dispuestas tanto horizontalmente en los planos de estratificación como verticalmente. Abundan las costas ferruginosas y carbonatadas estas ultimas asociadas a las perforaciones de las raíces.
Sobre las areniscas rojas se dispone, un segundo tramo conglomerático masivo de 20 a 15 metros de grosor, formado por conglomerados calcáreos heterometricos, muy angulosos con una matriz de gravas y areniscas cementada.los clastos de este segundo tramo son de calizas rojas en la parte oriental de la playa de Xivares y occidental de la Playa de Santamaría y de calizas grises posiblemente carboniferas en el tramo situado sobre la plataforma de abrasion de Xivares. El contacto entre el tramo areniscoso y este tramo conglomerático superior es una superficie de erosión muy lenta a veces canalizada que presenta una hard ground ferruginoso muy grueso.
Nemesio Heredia et al consideran que esos sedimentos corresponden a depósitos de ríos braided. Sin embargo la naturaleza de los conglomerados masivos, sin estructuras sedimentarias salvo una estratificación grosera y con clastos heterometricos y muy angulosos, constituidos por calizas rojas devonicas procedentes del zócalo situado inmediatamente debajo, parece indicar que estos sedimentos no han sufrido transporte y que corresponderían a depósitos de inundaciones producidas en abanicos aluviales proximales.
En la playa de Peñamaria los depósitos son muy distintos y directamente apoyados sobre el zocalo paleozoico (calizas devónicas) aparecen areniscas rojas oscuras con manchas verdes sobre las que se sitúa un banco métrico de areniscas cuarcíticas, de base y techo planos y netos con silex y nódulos de barita. Sobre estas areniscas cuarciticas se sitúa una alternancia de estratos decimétricos de areniscas rojas y lutitas arenosas nodulosas con abundantes estructuras de flutes en los planos de estratificación. Hacia arriba van apareciendo niveles de lutitas rojas oscuras, lutitas grises y bancos de carbonatos oquerosos con laminaciones onduladas. Estos depósitos están en contacto por falla con los conglomerados Pérmicos de Xivares. Por sus facies estos depósitos se consideran Triásico y se situarían expansivamente sobre los depósitos pérmicos.
Debido a la ausencia de fósiles no hay datos sobre la edad de estos terrenos, se ha considerado que los depósitos conglomeraticos de Xivares serían del Pérmico Inferior y más concretamente de la Formación Sotres mientras que los depósitos de granulometria más fina de la Playa de Peñamaria serían Triásico concretamente de la Formación Cirera.
El zócalo paleozoico se presenta muy deformado y verticalizado por efecto de la orogénesis varisca. Los movimientos tardivariscos dieron lugar a la formación de una serie de cubetas hundidas en las que se ha conservado los depósitos permicos. El Triásico por su parte es extensivo sobre el zócalo Devónico y el Pérmico y apenas está afectada por una deformación alpina que origina un conjunto de fallas inversas de pequeña entidad.
Al inicio del periodo Pérmico todavía coleaba la glaciación de finales del Carbonífero y las regiones polares aún permanecían cubiertas de hielo a la vez que grandes glaciares se desarrollaban en las, reciéntenme levantadas, cadenas montañosas (Orogenia Varisca). Hacia la mitad del periodo el clima se volvió más cálido y suave, pero a la vez más seco en el interior continental donde se desarrolló una zona árida con grandes fluctuaciones estacionales (húmedas y secas) en parte debido a la ausencia del efecto moderador de las temperaturas que tienen los mares que estaban todos concentrados en una misma masa oceánica (Pantalassa). Esta tendencia a climas más áridos, con periodos de calentamiento y enfriamiento, continuo hasta el Pérmico tardío.
Durante el Triásico el clima fue continental y estacional, especialmente seco y caluroso con veranos muy calurosos e inviernos muy fríos con grandes extensiones desérticas en las que se depositaron grandes cantidades de evaporitas. En el interior continental había largos periodos de sequía mientras que en las orillas del mar los climas eran tropicales húmedos.
Durante el Pérmico, Xivares estaría situada en el interior del orógeno varisco por lo que tendría un clima árido con alternancia de estaciones húmedas y secas. Sería una zona montañosa con fosas o gravens, formadas a favor de una densa red de fracturas sin y postectonicas, fosas que se irían rellenando con sedimentos de granulometría muy gruesa (ruditas) procedentes de la denudación de los relieves paleozoicos subyacentes o muy próximos (conglomerados monomícticos) y por lo tanto con un corto transporte por lo que los clastos no sufrieron desgaste (angulosos) ni una buena clasificación (heterométricos). El medio sedimentario estaría formado por abanicos aluviales proximales en los que los materiales serian arrastrados por inundaciones
Este episodio de aportes conglomeráticos depositados en abanicos aluviales proximales fue evolucionando en partes más distales de los abanicos, hacia depósitos de ríos trenzados, formados por areniscas rojas que presentan una alternancia de momentos de sedimentación más fina con desarrollo de una densa vegetación (estación seca) y formación de grietas de desecación, costras carbonatadas y ferruginosas y momentos más húmedos de sedimentación más gruesa (microconglomerados y areniscas) con laminaciones cruzadas de migración de barras y paleocanales (estación húmeda). Este tramo areniscoso termina con una laguna estratigráfica posiblemente temporalmente extensa durante la cual se forma una gruesa superficie ferruginosa (hard ground) sobre la cual se sitúa un nuevo tramo de conglomerados calcáreos.
VISITA GEOLOGICA A LA PLAYA:
En la siguiente ortofoto de la Playa de Xivares se ubican algunos de los puntos de interés geológico descritos anteriormente:
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| Figura nº 87: 1) Discordancia Pérmico-Devónico. 2) Discordancia Triásico-Devónico. 3) Contacto por falla entre Pérmico y Triásico. 4) Niveles lutiticos y carbonatados triásicos. 5) Tramos de areniscas rojas pérmicas con raíces. 6) Contacto erosivo entre los conglomerados y las areniscas rojas. 7) Alternancia de areniscas y lutitas rojas con flutes. 8) Calizas de la Formación Arnao con braquiópodos y corales. 9) Conglomerados y areniscas rojas pérmicos. 10) Complejo de Rañeces. |
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