Las salinas de interior consisten en un conjunto de balsas artificiales (piletas o eras), con muy poca profundidad, sobre las que, por medio de acequias y canales (salmueroductos), se coloca una delgada lámina de agua salada o salmuera procedentes de manantiales o de pozos de agua salada. La evaporación de esta lámina de agua, por efecto de la insolación, permite la precipitación de la sal disuelta en un proceso que solía producirse en el estío (de Mayo a Septiembre).
La salmuera procede por el lavado, por aguas subterráneas, de las evaporitas (anhidrita, yesos y halita) que se encuentran en las facies Keuper (Triásico Superior) más concretamente en las formaciones K1 (Formación Arcillas y yesos de Jarafuel) y K4 (Formación Arcillas yesíferas de Quesa). La presencia de sal mineral (halita) en los afloramientos del Keuper de la Cuenca del Cabriel (Minas de Minglanilla) es la causa del gran número de explotaciones salineras en la Comarca de Utiel-Requena (Valencia).
A continuación se van a describir las salinas continentales de la Comarca de Utiel - Requena con especial mención de las de Villargordo del Cabriel y Jaraguas y del yacimiento de aragonitos de la Ramba de La Teznaga en Camporrobles junto al del diapiro de Jaraguas y su asociación de minerales.
SITUACION GEOGRAFICA.
La zona de Villargordo del Cabriel-Jaraguas se localiza en la Comarca de la Plana de Utiel – Requena en el extremo más occidental de la Provincia de Valencia, lindando con la Provincia de Cuenca. A la zona se accede con facilidad siguiendo la Autopista A3 (Madrid-Valencia) tomando la salida a Villargordo del Cabriel.
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| Figura nº 1: Mapa de situación de la zona salinera. |
El acceso a las salinas no es tan fácil pues se realiza tomando un camino que sale desde la carretera CV 4760 que de Villargordo del Cabriel conduce al embarcadero del Embalse de Contreras.
DESCRIPCION REGIONAL.
Geomorfológicamente esta zona corresponde a una Meseta o Altiplano con una altura media de 800-900 msnm. El paisaje, mayoritariamente plano, esta roto por las elevaciones de la Sierra de la Bicuerca de directriz NW-SSE y por el el profundo tajo: las Hoces del Rio Cabriel cuyo cauce se excava 200 metros en la Plana (600 msnm en Los Cuchillos).
El Altiplano esta drenado por los Rios Magro y Cabriel. Mientras el Rio Magro, que recibe un único afluente importante: la Rambla de La Torre y discurre por la Plana presentando un cauce poco encajado que rodea la Sierra de La Bicuerca. El Rio Cabriel por el contrario presenta un cauce muy profundo (-600 n.s.n.m.) lo que ha facilitado que en la zona de Contreras sea represado para su aprovechamiento. El encajamiento del cauce ha permitido que en la zona de Villargordo del Cabriel el rio haya exhumado los terrenos situados por debajo la la cobertera terciaria de la Plana, principalmente Mesozoicos (Triásicos, Jurásicos y Cretácicos).
En el Paraje de Los Llanos, inmediatamente al Norte del casco urbano de Villargordo la erosión producida por la Rambla Salada y la Rambla de Canalejas, que drenan al Rio Cabriel en el Pantano de Contreras, han desmantelado la cobertera Miocena y permitido el afloramiento de los sedimentos triásicos y por lo tanto de la sal.
CARACTERIZACION GEOLOGICA.
Geológicamente, Villargordo–Jaraguas se localizan en el Altiplano o Meseta de Utiel-Requena, que se localiza en las estribaciones orientales de la Submeseta Sur-ibérica. Se trata de una llanura, salpicada de muelas, de 1500 Km2 de extensión superficial, limitada al Sur y Oeste por el valle encajado del Rio Cabriel y hacia el norte y el Este por una orla de sierras ibéricas (Sierras de Rubial, de Aliaguilla, de Negrete o de Utiel, Las Cabrillas, Malacara y Martés).
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| Figura nº 2: Mapa geológico de la Plana de Utiel-Requena (Instituto cartográfico valenciano). |
Los materiales mas antiguos que afloran corresponde al Triásico, que es el primer sistema de la Era Mesozoica y tuvo una duración de 50,9 millones de años, extendiéndose entre el fin del Pérmico (252,1 Ma) y el inicio del Jurásico (201,3 Ma). Se divide en Triásico Inferior, Triásico Medio y Triásico Superior. Durante este lapso temporal continuo, y finalizó, la etapa extensional postorogénica tardihercínica que siguió al levantamiento de la Cordillera Varisca y a la formación del Supercontinente Pangea, etapa que se había iniciado durante el Carbonífero Superior (Estefaniense) y se había desarrollado durante todo el Pérmico con la formación de grabens que se rellenaron con gran cantidad de sedimentos siliciclásticos continentales. En la siguiente figura se puede una sección geológica W-E, basada en datos de campo y sondeos profundos y la columna litoestratigráfica simplificada del Triásico superior del SE de la Cuenca Ibérica:
Finalizado el Triásico Inferior y la etapa de hundimientos tectónicos (rifting), se produjo la expansión del Mar Neotethys hacia el Oeste, es decir hacia el continente, esta inundación se desarrolló en varios ciclos transgresivos-regresivos que perduraron hasta la finalización del Triásico cuando se estableció un largo periodo de gran estabilidad tectónica que termino con la fase Paleokimmérica de la Orogenia Kimmérica. En la siguiente figura se puede ver un esquema paleogeográfico del borde occidental del Océano Tethys en el Triásico superior con los principales macizos emergidos y las cuencas marinas.
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| Figura nº 4: Paleogeografía del Triásico de Europa Occidental. |
En estas condiciones de sedimentación continental, costera y marina somera, los depósitos triásicos adquieren una gran complejidad por lo que en Europa Occidental han llegado a diferenciarse 3 dominios: Continental, Germánico y Alpino, dominios diferenciados en función a sus facies sedimentarias aluviales y fluviales para el primero, costeras o de transición para el segundo y marinas para el tercero.
En la siguiente figura se puede ver un mapa esquemático con la distribución de las facies Keuper en la Península Ibérica:
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| Figura nº 5: Distribución de las distintas facies del Keuper en la Peninsula Ibérica (modificado de F. Ortí). |
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| Figura nº 6: Secuencias deposicionales. |
El Keuper se divide en 4 secuencias deposicionales: T1, T2, T3 y T4, que abarcan desde el Techo del Buntsandtein (Facies Röt) al Jurásico Inferior (Fm. Cortes de Tajuña; Hettangiense) incluyendo a todo el Triásico Medio y Superior (Muschelkalk y Keuper). estas secuencias deposicionales corresponden a halosecuencias en las que sea han depositado sales (halita) y sulfatos de calcio (yesos y anhidritas). En la figura de la derecha se puede ver la disposición de estas halosecuencias. En la siguiente figura se puede observar más en detalle las secuencias deposicionales 3 y 4 que se corresponden con un ciclo regresivo que comienza en los depósitos carbonatados marinos someros de la Fm. Cañete y terminan con los depósitos de llanura aluvial distal de la Fm. Arcillas de Cofrentes. Tras la sedimentación de estas arcillas rojas comienza un ciclo transgresivo que termina con la vuelta a las condiciones de sedimentación carbonatada marina somera (Fm. Imón).
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| Figura nº 7: Secuencias deposicionales principales. |
ESTRATIGRAFIA:
La serie estratigráfica que aflora en Villargordo del Cabriel esta compuesta por formaciones que abarcan prácticamente todo el Mesozoico desde el Triásico al Cretácico y por una cobertera terciaria sin y postectónica (Mioceno). La sucesión Triásica de esta zona esta bien estudiada y ha sido descrita por F. Ortí, encuadrándola en el Grupo Valencia del Keuper, dentro del Triásico Mediterráneo, tal como se resumen en el siguiente cuadro:
UNIDAD CRONO ESTRATIGRAFICA | UNIDADES (FORMACIONES) LITOESTRATIGRAFICAS | INDICE | TRAMOS | GRUPO |
KEUPER | Yesos de Ayora | K5 | SUPERIOR | VALENCIA |
Arcillas yesíferas de Quesa | K4 | |||
Arcillas de Cofrentes | K3 | MEDIO | ||
Areniscas de Manuel | K2 | |||
Arcillas y yesos de Jarafuel | K1 | INFERIOR |
El conjunto de las 5 unidades que constituyen el Keuper se disponen formando un surco que se extiende entre Valencia, Cuenca y Albacete con un depocentro con los máximos espesores (800 m.) entre Cuenca y Albacete (figura de T. Torres Hidalgo y A. Sánchez Jiménez).
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| Figura nº 8: Mapa de isopacas del conjunto del Keuper Levantino. |
En Villargordo del Cabriel los terrenos mas antiguos que afloran corresponden a las margas y yesos de la Unidad K1 (Formación Arcillas y Yesos de Jarafuel) de la base del Keuper (Ladiniense-Carniense). Sin embargo, en Enguidanos (Cuenca) justo debajo del Embalse de Contreras y en el núcleo del mismo Anticlinal, allí donde presenta una anómala orientación N-S, aparecen las dolomías y margas dolomíticas del Muschelkalk que en Villargordo no llegan a aflorar. Este Muschelkalk esta formado por dolomías, bien estratificadas, grises oscuras bioturbadas, que hacia el techo presentan margas verdosas y amarillentas con fósiles del Triásico Medio.
En toda la zona de Los Llanos de Villargordo del Cabriel aflora exclusivamente el Keuper con su facies típica de arcillas abigarradas con areniscas y yesos:
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| Figura nº 9: Aspecto típico del Keuper (K2+K3). Paraje de Los Llanos (Villargordo del Cabriel). |
En la entrada correspondiente a Febrero de 2022 en este mismo blog (el Carniense en la Provincia de Valencia) se ha descrito el Keuper de la Provincia de Valencia con un mayor detalle, por lo que ahora solo expondré las características del Keuper que se puede ver en Villargordo.
De muro a techo, en Villargordo del Cabriel, tenemos la serie litoestratigráfica que se describirá a continuación y que se resumen en la siguiente figura (modificada de F. Orti et al):
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| Figura nº 10: Columna sintética del Keuper de la Provincia de Valencia. |
Los terrenos mas antiguos que afloran en Villargordo corresponden al Triásico Superior (Formación Arcillas y yesos de Jarafuel) de edad Carniense inferior (Juliense). Sin embargo, como ya he mencionado, en la vecina hoja de Campillo de Altobuey debajo del Keuper si que aparecen rocas mas antiguas concretamente dolomías tableadas de color gris oscuro con pistas y margas verdosas y amarillentas hacia el techo con una fauna atribuible al Mucheskalk medio. Por la descripción del MAGNA podría corresponder con niveles de la Formación Calizas y dolomías de Cañete.
Los depósitos del Keuper de Villargordo del Cabriel se corresponden con las 5 formaciones definidas por F. Ortí (1973) para el Grupo Valencia que de muro a techo son:
FORMACION ARCILLAS Y YESOS DE JARAFUEL (K1):
Esta Formación que es la inferior del Grupo Valencia y aflora extensamente por toda la zona de Levante es muy característica de color amarillento y grisáceo y el frecuente desarrollo de abarrancamientos. La localidad tipo se sitúa en el Valle de Ayora (Jarafuel) y también aparece en otras zonas de la Provincia de Valencia (Canal de Navarres, Turis, Chelva, Villargordo del Cabriel y también en Albacete, Alicante, Castellón, Murcia, Teruel y Cuenca). Esta Unidad presenta una distribución superficial dispuesta en un surco de dirección NW-SE con un ensanchamiento transversal de dirección E-W con los mayores espesores (+200 m) localizados entre Valencia, Albacete y Cuenca y desapareciendo hacia el SW (Alicante-Guadalajara) y posiblemente hacia el Norte (Castellón).
En el Sector Manchego de la Cuenca Ibérica las evaporitas del Keuper inferior (K1) presentan espesores de casi 400 metros y en la Cuenca del Ebro de unos 450 metros.
La litología más abundante son las arcillas (illita con clorita) de colores oscuros azulados, grises y negros, amarillentos por alteración, presentan disyunciones bolares y texturas pizarrosas. Interestratificados con las arcillas se presentan bancos de yesos bandeados que pueden tener hasta 2 metros de grosor. Las láminas, de grosor centimétrico, vienen marcadas por diferentes coloraciones (blancos, grises y negros) y frecuentemente contienen teruelitas.
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| Figura nº 11: Yesos con arcillas grises (Localidad: Chiva). |
No son raras las intercalaciones de hasta 1 metro de grosor de dolomías micro y criptocristalinas claras, de limoníticos masivos o carniolares con espesor decimétrico y de areniscas blancas con restos vegetales. También aparecen bancos de areniscas, generalmente de tonos claros de grosor métrico aunque pueden llegar a los 5 metros, presentando laminaciones cruzadas y limonitizaciones y abundantes restos vegetales.
También aparecen algunas intercalaciones de calizas y calizas margosas de grosor centimétrico (10 cm) con lumaquelas de bivalvos de pequeño tamaño y bioturbaciones. Contienen piritoedros, muy propios de esta formación y cuarzos bipiramidados oscuros.
En la base hay un tramo de 30 metros de arcillas amarillentas que pasan a una alternancia de estratos de yesos y capas oquerosas de dolomías carniolares de tonalidades amarillentas y rojizas. Hacia el techo los yesos se hacen más abundantes con intercalaciones de capas limolíticas y de dolomías. Los bancos de yesos pueden superar los 2 metros de espesor con una textura laminada marcada por alternancias de laminas negras, grises y blancas.
Los niveles lutíticos de esta formación están constituidos por abundante illita con pequeñas proporciones de clorita, cuarzo y feldespato, pudiendo aparecer en algunos casos hematites. El cemento carbonatado es dolomita, magnesita y a veces ankerita (Castaño et al. 1987). Los componentes esenciales de las areniscas son el cuarzo y el feldespato potásico, clasificándose por ello como subarcosas. La plagioclasa es muy escasa mostrándose generalmente algo alterada. Son abundantes las micas detríticas: moscovitas, biotitas y cloritas, estando gran parte de las biotitas en transformación a clorita con liberación de óxidos de hierro. El cemento más frecuente es el silíceo (2%).
El estudio de los datos de varios sondeos realizado en el Sector de La Mancha-Valencia (Suarez 2007) indican que la Unidad K1 constituye una gruesa (40-380 m) secuencia evaporítica formada principalmente por halita clara, blanca o rosada, alternando con lutitas oscuras y anhidritas, se han encontrado algunos niveles de dolomita. Se disponen en secuencias evaporíticas elementales del tipo “evaporating upwards”, compuestas por lutitas, dolomita, anhidrita y halita (Suárez et al., 1985). Se han reconocido tres ciclos evaporíticos principales y al menos 17 ciclos correlacionables. Un cuarto ciclo situado más a muro, en la base de esta unidad, solo aparece esporádicamente. Se han identificado niveles de halita en la mayoría de los sondeos realizados pero se diluye o incluso desaparece hacia el SW. En los afloramientos de Valencia la formación presenta abundantes yesos laminados de colores oscuros (grises y negros) con algunos niveles de yesos rosados.
En la parte más alta de la Formación en el contacto con la Formación suprayacente (K2) aparecen arcillas verdes con yesos seleníticos en cristales planos, muy delgados y translucidos:
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| Figura nº 12: Cristales planos muy exfoliables de yesos translúcidos. Localidad: Alborache (Valencia). |
El medio sedimentario correspondería a una llanura lutítica costera, con marismas evaporíticas, que presenta un mosaico de lagunas de aguas someras cloruradas y salinas sulfatadas distribuidas irregularmente por la planicie en la que la sedimentación predominante fue la de arcillas grises con ocasionales aportes detríticos del continente (areniscas).
Los datos geoquímicos (Br, Sr, δ18O, δ34S) muestran que las evaporitas de esta formación son de origen marino con aportación de agua oceánica (Ortí et al., 1994; Utrilla et al., 1992). Estas evaporitas se depositarían, principalmente, en condiciones áridas de salina costera subacuática muy somera, formando secuencias evaporíticas someras de unos 5-25 metros de espesor. Algunas de las secuencias llegan incluso a desarrollar un ambiente de sabkha en su techo. Esta etapa de sabkha puede ser relativamente más frecuente en los afloramientos.
En la cartografía geológica del IGME de la zona de Campillo de Altobuey (Hoja 692) esta formación viene definida como Unidad Basal (TG3SY) y estaría formada por una alternancia de yesos estratificados (a veces masivos) con areniscas, dolomías finamente estratificadas y arcillas versicolores. Su espesor es muy irregular oscilando entre los 50 y los 200 metros. Son visibles 30 metros de arcillas con algunas margas de colores grises y rojizos
En la siguiente fotografía se observan unos bancos, bastante gruesos, de yesos intercalados entre margas grises en una facies típica de la Unidad K1:
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| Figura nº 13: Gruesos bancos de yesos entre arcillas grises. Paraje Los Llanos (Villargordo del Cabriel; Valencia). |
En la columna levantada por F. Orti en Villargordo el espesor visible de esta formación es de 30 metros y esta compuesta por arcillas, a veces algo margosas, preferentemente grises con escasos tramos rojizos, con intercalaciones de dolomías laminadas y a veces, carniolares, con bioturbaciones, lumaquelas de bivalvos y grietas de retracción y algunas intercalaciones de areniscas con climbling ripples. Aparecen algunos niveles ferrugionosos.
El paso a la siguiente formación es neto y viene marcado por un cambio de coloración y litología dominante.
FORMACION ARENISCAS DE MANUEL (K2):
Esta formación se presenta en tránsito gradual a la anterior (K1) y se encuentra en toda la zona de Levante, aunque en algunas zonas (Castellón) con espesores de tan solo unos pocos de metros. La serie tipo se localiza en la localidad de Manuel (Valencia), aunque también está bien expuesta en Cofrentes, Domeño, Gestalgar y Villargordo en la Provincia de Valencia, en Toras y Ayodar (Castellón), Manzanera (Teruel) y en Enguidanos (Cuenca). Según el mapa de isopacas de la Formación esta se dispone como una cuña clástica que se originaría cerca de la Meseta Sur con un grosor de 300 metros que va disminuyendo progresivamente hacia el NE hasta quedar muy reducido (+- 1 m) y prácticamente desaparecer en Castellón. El corte tipo en la localidad de Manuel (Valencia) está compuesto por 160 metros de areniscas y arcillas.
En la cartografia geológica (MAGNA) del IGME se menciona que la Formacion presenta cambios de espesor considerables variando entre los 40 y los 100 metros. En la cartografía geológica del IGME se han definido como Unidad de arcillas y areniscas (Tg3 as y Tg3s).
La Formación Areniscas de Manuel sería equivalente al Grés à Roseaux y al Grés de Donnemarie de las cuencas de París y Lorena (Desprairies et al., 1966, Bourquin et al., 1990, 1995), a la Formación Attret del sur de Bélgica (Boulvain et al., 2000), a la Schilfsandstein de Alemania (Aigner y Bachmann, 1992), a la Arden Sandstone de la Cuenca del Cheshire, Inglaterra (Warrington, 1970) o al Grés de Silves del Sur de Portugal (Adloff et al., 1974; Palain, 1976). Todas estas formaciones tienen una edad Carniense inferior – medio.
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| Figura nº 14: Fósil de una vaina foliar de un equisetites en areniscas blancas. Localidad: Alborache (Valencia). |
La Formación presenta cuatro litologías dominantes: areniscas, limos, arcillas y margas y de forma esporádica también pueden aparecer dolomías, calizas y evaporitas. Dentro e la extensa zona en la que aparece, esta Formación puede presentar grandes variaciones en la proporciones de estas litologías pasando de muy arenosa a muy lutítica, lo que hace variar considerablemente los espesores de la Formación. Además la Formación es más arenosa en su parte superior y más arcillosa en la parte inferior.
En todos los niveles lutíticos de esta formación el mineral más abundante es la illita siendo escasas o ausentes las proporciones de clorita, cuarzo y feldespatos y esporádicamente pueden aparecer calcita y hematites. En la zona del Este son frecuentes las cloritas con morfología de panal formadas por grandes láminas que bordean cuarzos idiomorfos con inclusiones de evaporitas (anhidrita fundamentalmente) indicativas de una neoformación diagenética muy temprana en aguas salinas (Castaño et al. 1987).
Las arenas y areniscas aparecen, preferentemente, en las partes media y superior de la formación. Pueden presentarse en bancos con estratificaciones y laminaciones cruzadas de gran a pequeña escala y ripples de oleaje, corriente e interferencia de crestas muy poco amplias y altas, perforaciones (“burrows”), estructuras de los tipos flut, sole y groove casts. Las areniscas presentan frecuentes y rápidas variaciones de espesor.
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| Figura nº 15: Laminaciones convolutas a techo de un estrato de areniscas blancas. Localidad: Villargordo del Cabriel (Valencia). |
Petrológicamente son cuarzoarenitas, arcosas y subarcosas, de color blanco y grano fino a medio de subredondeado a subanguloso. El componente principal es el cuarzo con hasta un 20% de feldespatos. Son frecuentes los granos de carbón y las micas biotitas, moscovitas y cloritas. El cemento es silíceo y a veces ferruginoso. En general areniscas presentan diferentes colores (rojo, rosa, blanco, amarillo y verde). El tamaño de grano puede ser fino, medio o grueso. La granulometría es homogénea y la selección es mayor hacia el Este y menor hacia el Oeste. En la siguiente imagen se puede ver una fotografía con lupa de 30 aumentos de estas areniscas:
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| Figura nº 16: Detalle de las areniscas blancas con 30 aumentos. |
Según E. Díaz-Martínez (2.000) las areniscas de la Formación serian subarcosas de composición bastante homogénea, incluso en puntos distantes (100 km). El contenido en feldespatos disminuye en sentido distal hacia el actual Mediterráneo. Así, mientras hacia el Este la relación Qm-F-Lt presenta valores medios de 74,1%-16,0%-9% hacia el oeste, en las proximidades del Macizo Hespérico, los valores medios son de 61%-26%-13%. El estudio de estas areniscas indica que su procedencia seria un cratón estable muy alterado y también del reciclado de rocas sedimentarias.
Por otra parte Castaño et al (1987) indican que las areniscas de esta formación pertenecen al grupo de las arcosas, subarcosas y cuarzoarenitas con el cuarzo como componente mayoritario, siendo los feldespatos relativamente abundantes pudiendo alcanzar concentraciones de hasta un 19%. En ellos predomina el feldespato potásico recrecido, siendo menos frecuente la plagioclasa, de tamaño inferior al del esqueleto, poco alterada, y con maclado polisintético. En ambos casos se interpretan como de origen autigénico a partir de fluidos intersticiales marinos. Los fragmentos de roca son poco abundantes menos de un 1 a un 2% y principalmente son granos de chert y algunos de rocas metamórficas pelíticas. La presencia de fragmentos oxidados, así como de circones y turmalinas, es continua en todas las areniscas estudiadas. Las micas aparecen en las variedades de biotita, clorita y moscovita, observándose frecuentemente el paso de biotita a clorita y de clorita a pseudomatriz clorítica. El tipo de cemento dominante es el silíceo (del 2 al 15%) que aparece como crecimiento secundario sintaxial. El cemento ferruginoso aparece en casi todos los niveles, generalmente como un revestimiento ferruginoso, pero en algunos casos rellenando poros y en una proporción de un 50%. Los tamaños de grano son muy finos, entre 62 n y 88 n y frecuentemente granoseleccionados. La redondez de los clastos varía entre subredondeados y subangulosos.
Las areniscas presentan laminaciones paralelas y cruzadas de pequeña y mediana escala, ripples de oleaje y de corriente junto a marcas tipo groove y flute cast, huellas de carga, de escape de fluidos y bioturbación por perforaciones y pistas. En ellas son muy frecuentes los restos de vegetales carbonizados y/o limonitizados.
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| Figura nº 17: Placa de areniscas con restos limonitizados de fósiles. Localidad: Villargordo del Cabriel (Valencia). |
Los limos y arcillas presentan diferentes colores, rojos y verdes principalmente. Las margas son verdes, generalmente masivas. Las arcillas presentan disyunción bolar por compactación siendo preferentemente rojas hacia el techo de la formación y abigarradas (grises, verdes, amarillas, rojas, violáceas y negras) hacia la parte inferior. Los carbonatos, muy escasos y delgados, son en su mayoría microesparitas o dolomicroesparitas que ocasionalmente presentan fantasmas de bivalvos y gasterópodos y grietas de desecación.
Los niveles limoníticos son muy delgados, de color amarillento, y bastante abundantes sobre todo hacia la base de la formación. Las evaporitas son muy escasas apareciendo como cristales de yesos con colores claros o transparentes.
También son muy abundantes las costras dolomítico ferruginosas algunas veces con speudomorfos de cristales rómbicos (teruelitas) como los que se pueden apreciar en la fotografía de la siguiente figura.
En la columna de F. Orti de Villargordo del Cabriel esta formación presenta un espesor de 56 metros de arcillas grises con niveles rojos y violáceos con intercalaciones areniscosas y dolomíticas. Las areniscas presentan bioturbación, climbling ripples y costras ferruginosas a techo, junto a marcas de corriente en el muro de los bancos. Las dolomías presentan laminaciones, grietas de retracción y costras ferruginosas. A 35 metros de la base de la Formación aparece un nivel rojizo con cuarzos autígenos y nódulos siliceos. Los últimos 17 metros de la Formacion presentan caracteristicas diferenciadas predominando el color rojo. Este tramo superior comienza con un grueso banco (6 metros) de areniscas rojizas com bioturbaciones, estratificaciones cruzadas y climbling ripples seguido de arcillas rojizas con intercalaciones de areniscas.
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| Figura nº 18: Estructuras de escape de fluidos en un estrato de arenisca blancas. Localidad: Villargordo del Cabriel (Valencia). |
Algunos investigadores han considerado que esta Formación tendría un origen fluvial asociado al conocido como "episodio pluvial carniense". Sin embargo, personalmente soy mas de la opinión de que corresponderían a una sedimentación en un medio de transición similar a un delta fluvial poco profundo con canales meandriformes y una clara influencia mareal. La influencia mareal esta clara por la presencia de laminaciones "herring bone" en las areniscas. Por otro lado la presencia de abundantes bioturbaciones (thalassinoides) en la base y en el techo de algunos de los bancos de areniscas indicarían de la presencia de laminas de agua permanentes que podrían ser salobres, teniendo en cuenta la escasa fauna encontrada (lamelibranquios y gasterópodos). Las abundantes huellas de tortugas serian indicadoras de la cercanía a la orilla mar o de una laguna salobre.
Los aportes siliciclásticos procederían del continente que terminaba de levantarse al oeste y su movilizacion se realizaría a través de grandes corrientes fluviales alimentadas por las lluvias del Carniense. Una vez terminado el episodio pluvial se volvieron a instaurar las condiciones climáticas áridas anteriores.
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| Bloque diagrama de un delta fluvial con desarrollo de una lamina de arena afectada por mareas. |
FORMACION ARCILLAS DE COFRENTES (K3):
Como las unidades suprayacentes K4 y K5 esta formación está ampliamente distribuida por toda la zona de Levante donde ha sido intensamente aprovechada para industria cerámica (Valencia, Alicante y Castellón). Según el mapa de isopacas de Pérez-Hidalgo y Sánchez Jiménez, la Formación (incluido el K2) se dispone como una cuña clástica que se apoya en los relieves de La Meseta Sur donde presenta espesores de 400-300 metros y decrece hacia el NE hasta prácticamente desaparecer a la altura de Castellón-Teruel.
La serie tipo se ha levantado en la carretera N 330 en Cofrentes (Valencia), su espesor es variable entre los 20 y los 70 metros (60 m visibles en la localidad tipo). Es una formación muy homogénea en toda la zona de Levante y litológicamente compuesta por arcillas y arcillitas rojas con niveles y concreciones nodulares verdes, esta plástica y blanda litología da lugar a formaciones geomorfológicas muy típicas (badlands y abarrancamientos). Las arcillas son illitas laminares procedentes de la alteración de feldespatos. Localmente las arcillas pueden contener calcitas botroidales formadas por micritas claras, margas con maclas de aragonitos de pequeño tamaño y algún banco de yesos.
En la siguiente figura se puede ver el aspecto que presenta, en Alborache, esta formación con la típica facies de arcillas rojas y verdes con abruptos abarrancamientos.
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| Figura nº 19: Aspecto típico de las arcillas de la Formación Arcillas de Cofrentes (K3). Localidad: Alborache (Valencia) |
Al igual que en las dos formaciones anteriores, en las lutitas de esta formación el mineral mas abundante es la illita con pequeñas proporciones de cuarzo, feldespatos y clorita. Suelen encontrarse con bastante frecuencia y continuidad hematites y en algunas ocasiones dolomita. Gran parte de la illita procede de la disolución de los feldespatos y en esta transformación se libera Si02 que precipita como cuarzo. Las cloritas desarrollan hábito pseudohexagonal, lo que denota su neoformación en ambiente hipersalino tal y como las encontradas por Marfil (1970) en el Keuper de la Cordillera Ibérica.
Los niveles arenosos que aparecen intercalados hacia la base de la formación, en el tránsito con la Unidad K2, están compuestas principalmente por cuarzo con abundancia de feldespatos potásicos, en algunos niveles. Esta areniscas estarían en el campo de las arcosas, subarcosas o cuarzoarenitas, texturalmente estas arenas están bien clasificadas con granos subsubangulosos y los tamaños de grano varían entre 46 n y 92 n. Los cementos más frecuentes son el silíceo y ferruginoso, el cemento silicio aparece como crecimiento secundario sintaxial y es posterior al revestimiento ferruginoso. En algunos casos existe, además, una segunda cementación ferruginosa más amplia que la anterior y con un cierto control sedimentario.
En los sondeos realizados en la Mancha - Valencia (Suárez 2007) esta unidad está formada por un intervalo muy uniforme de arcillas de color rojo ladrillo con delgados niveles o nódulos de arcillas verdes de textura cerosa. La formación tiene unos 50 metros de espesor y su característica mas destacada es la presencia de varios niveles delgados (0,3 - 0,50 m) de carbonatos, en su mayoría dolomíticos, muy persistentes.
La Unidad K3 se depósito en una planicie de lodo en una llanura costera baja (llanura de inundación distal), sujeta a ocasionales inundaciones marinas marcadas por la presencia de niveles dolomíticos delgados pero continuos, que marcan el final del evento húmedo anterior, la recesión de un aparato fluvial y el regreso de las condiciones áridas en la parte superior de esta secuencia.
En los perfiles de Cofrentes, Alborache, Gestalgar y Calles se ha localizado un delgado (+-1 m) y continuo nivel de dolomías microcristalinas finamente estratificadas, de color gris claro y pátina amarillenta, en este nivel se han localizado gasteropodos (Alborache) y una impresión de un ammonite discoidal lo que indicaría su origen marino.
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| Figura nº 20: Impresión de un ammonite discoidal encontrado en un nivel de dolomias con ripples del K3. Se trata del primer cefalópodo citado en el Keuper de España. Localidad: Calles (Valencia). |
En la cantera Alborache es uno de los pocos sitios de todo Levante donde se puede ver en un afloramiento continuo de la intercalación dolomítica situada en la base de la Formación. En Villargordo del Cabriel se han reconocido 6 metros de arcillas rojas con una intercalación de dolomías.
FORMACION ARCILLAS YESÍFERAS DE QUESA (K4):
En Villargordo del Cabriel sobre las arcillas rojas de la Unidad K3 se sitúa una formación yesífera constituida por yesos rojizos y blancos con arcillas y margas yesíferas de color rojizo que destacan por la abundancia de grandes cristales idiomorfos de aragonito y de cuarzos bipiramidados, en una facies típica de las Arcillas yesíferas de Quesa (K4). En la cartografía del IGME esta unidad viene definida como Unidad de arcillas rojas y yesos con un espesor que puede oscilar entre los 100 y los 250 metros.
Esta formación también esta ampliamente distribuida en todo el territorio de Levante (Provincias de Teruel, Castellón, Valencia, Alicante y Murcia) con espesores que oscilan entre los 20 a 150 metros. Según el mapa de isopacas de T. Torres Hidalgo y A. Sánchez Jiménez esta formación adopta una forma similar a la del K1 con los máximos espesores 300 -200 metros dispuestos en una franja (surco) de dirección NW-SE, entre Cuenca y Valencia y otro más pequeño en Alicante de dirección E-W.
Se trata de un conjunto arcillo-yesífero de tonos rojos dominantes y aspecto caótico por la ausencia de estratificación, abundan los yesos pero la abundante presencia de arcillas impide su explotación minera, así como la presencia de los yesos impide el aprovechamiento de las arcillas rojas. En esta Formación es donde aparecen la mayor cantidad y mejores cristales de jacintos de Compostela y aragonitos de gran tamaño (Villargordo del Cabriel) exclusivos de esta Formación.
Los yesos de esta Formación presentan 4 tipos de texturas:
-Travecular fibrosa: es la mas característica de la Formación y esta compuesta por vetas milimétricas y centimétricas de yeso fibroso blanco con las fibras transversales al plano de la veta, las fibras cruzan las masas arcillosas en todas las direcciones.
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| Figura nº 21: Aspecto típico de la Unidad K4 (Arcillas yesíferas de Quesa). Localidad;: Chiva. |
-Nodular: los yesos, de color blanco o rosado, aparecen como nódulos aislados en racimos. Suelen presentar una superficie teñida de rojo por una película de arcillas rojas y abundantes cristales bipiramidados de cuarzos blancos y rojos de pequeño o medio tamaño.
-Masiva: el yeso aparece entre las arcillas rojas como una masa sacaroidea blanca.
-Hematoidea: son muy característico de esta Formación y están formados por yesos nodulares o estratiformes rojos con grandes cristales en laminas que incluyen jacintos de Compostela rojos de gran tamaño (+2 cmts).
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| Figura nº 22: Facies típica de la Unidad K4. Yesos rojos con jacintos de Compostela rojos. Localidad: Alborache (Valencia). |
En el Sector Manchego de la Cadena Ibérica la Unidad K4 y unidades equivalentes presentan espesores de 550 metros y lleva intercaladas capas de sal. En las Sierras Exteriores de la Cuenca Pirenaica puede llegar a alcanzar los 430 metros.
La serie tipo se ha levantado en Quesa (Valencia) en la carretera a Bicorp y está compuesta por arcillas rojas (montmorillonita y clorita) con yesos nodulares, masivos, fibrosos y hematoideos, casi nunca explotables. La característica principal de la formación son las arcillas rojas con un entramado denso de yesos fibrosos con abundantes jacintos de Compostela y aragonitos.
En los sondeos de La Mancha y Valencia (Suarez 2007) esta Unidad aparece como un grueso intervalo evaporítico que suele ser de color rojizo y que se diferencia de la Unidad K1 en su mayor contenido en anhidrita. El espesor varía de 40 a 550 metros y está parcialmente erosionado en los sondeos situados mas al norte por la Formación Arenas de Utrillas del Cretácico. La Formación está descrita como arcilla, principalmente roja, y también verde y gris, con niveles de anhidrita, blanca, gris y rojiza, bien estratificada o nodular, y halita, blanca a rosada, y frecuentes cristales bipiramidales de cuarzo tipo jacintos de Compostela. La sal alterna con lutitas en pequeños ciclos constituidos por bandas de halita con interestratos más o menos gruesos de arcillas rojas y/o grises.
La unidad K4 fue subdividida por Suárez (2007) en base a los datos (muestras y diagrafías) de sondeos profundos realizados en La Mancha, en tres subunidades: una subunidad basal (K4a) muy arcillosa y una subunidad superior (K4c), formadas por capas de arcillas y capas de anhidrita (sin halita) en secuencias evaporíticas del tipo “evaporating upwards”; entre ambos hay una subunidad intermedia (K4b) también dispuesta en secuencias típicas de “evaporating upwards”, compuestas de lutitas y halita, con capas de dolomita y anhidrita subordinadas o ausentes. En esta subunidad se han identificado hasta siete niveles de sal correlativos. Las tres subunidades muestran ciclos en escala métrica y escala decamétrica, siendo ciclos de arcilla-halita en la subunidad K4a y ciclos de arcilla-anhidrita en las otras dos subunidades.
El contacto de esta formación con la infrayacente (K3) es muy neto mientras que el paso a la formación suprayacente (K5) es gradual.
Esta formación corresponde a depósitos de llanura lutítica distal con desarrollo de sabkhas y lagunas salinas complejas.
FORMACION YESOS DE AYORA (K5):
De amplia distribución geográfica por la Provincia de Valencia y zonas adyacentes presenta espesores muy variables (20 a 100 mts) siendo de 60 metros (apreciables) en la localidad tipo (Ayora; Valencia). En Villargordo apenas llega a aflorar estando tapada por el terciario postorogénico.
Se trata de una unidad evaporítica muy beneficiada comercialmente (canteras y pequeñas minas) en toda la zona de Levante, por ejemplo en las localidades de Sot de Ferrer y Ollocau (Castellón), Domeño, Montserrat y Carcer (Valencia), Villena (Alicante) y Jumilla (Murcia) entre muchas otras.
En la localidad tipo de Ayora (Cantera Abarca) la serie está compuesta por yesos sacaroideos rosados y blancos con delgadas intercalaciones de arcillas negras, bancos de yesos blancos microcristalinos a veces bandeados y a veces nodulares, niveles de arcillas verdes. Hacia arriba yesos negros, laminados y a veces nodulares con yesos sacaroideos rosados a techo. En el Norte de Alicante (Villena-Pinoso) y Murcia (Jumilla) aparecen enclaves ofíticos.
En general el color blanco es el dominante en los bancos de yesos aunque también son corrientes los grises, rosados y negros. La textura de estos yesos suele ser laminada o masiva aunque también los hay nodulares, veteados o porfiroblásticos, pero los mas frecuentes son los bancos masivos microcristalinos.
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| Figura nº 23: Bancos de yesos bandeados. Cantera de Olocau (Valencia). |
En la siguiente figura se puede ver la columna levantada por F. Ortí (1973) del Keuper de Villargordo del Cabriel:
Lías:
En contacto mecánico con el Keuper se encuentra el Jurásico Inferior. En Contreras se ha definido la siguiente columna litoestratigráfica (IGME):
Hettangiense:
-35 m. Dolomías masivas, oquerosas, de aspecto carniolar y tonos grises, amarillentos y rojizas. Carecen de fósiles.
-10 m. Dolomías brechoides arcillosas alternando con arcillas calcáreas verdes. También son azoicas.
Corresponderían a las Formaciones Imón, Cortes de Tajuña y Cuevas Labradas.
Pliensbachiense:
-30 m. Calizas microcristalinas con niveles arcillosos o brechificados. Presentan secciones de ostrácodos.
-14 m. Calizas microcristalinas fosilíferas alternando con capas de delgadas de margas con gasterópodos, lamelibranquios, oogonios de Characeas.
Corresponderían a las formaciones Barahona y Cerro Pez.
FORMACION DOLOMÍAS TABLEADAS DE IMÓN (GOY ET AL, 1976):
Durante el Noriense superior se instalo en toda la zona ibérica una plataforma marina poco profunda (epeíritica) y abierta hacia el Este en la que se produjo una sedimentación carbonatada con depósitos submareales, intra y supramareales que constituyeron esta Formación denominada por algunos autores como K6.
En la Cordillera ibérica la Formación Imón presenta espesores de 20 a 35 metros y se divide en tres tramos:
Tramo inferior o Unidad de transito: con un grosor de 3 a 10 metros está formado por una alternancia de lutitas versicolores, dolomías margosas y brechas carniolares. El tramo se ha interpretado como depósitos de llanura lutítica ("mud-flat") carbonatada y evaporítica (Arnal et al 2002).
Tramo intermedio: con un espesor de 10 a 22 metros está formado por dolomías bien estratificadas en estratos decimétricos que pueden presentar fantasmas de oolitos y peloides y estratificación cruzada correspondientes a depósitos de lagoon restringido y cinturones arenosos en una plataforma carbonatada somera.
Tramo superior: con un espesor de 10 a 15 metros está compuesto por dolomías arcillosas tableadas con laminaciones milimétricas y abundantes seudomorfos de evaporitas. Presentan superficies de acumulación de bivalvos de concha fina. Corresponden a depósitos de sabkha carbonatada.
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| Figura nº 24: Dolomías tableadas de la Formación Imón, muy replegadas. Localidad: Manuel (Valencia). |
La dolomitización suele impedir la conservación de fósiles sin embargo en esta formación se han encontrado foraminíferos y bivalvos que permiten asignar a la Formación una edad Noriense superior-Retiense. Por su parte Pérez–López (1991) y Pérez–López et al. (1996) en zonas del Prebético y Subbético de Albacete y Jaén asignan una edad Noriense al conjunto K5 y Formación Zamoranos, y sitúan el límite Triásico–Jurásico en la suprayacente Formación Carcelén.
En los sondeos profundos de La Mancha – Valencia, la Unidad K6 o Dolomías tableadas de Imón/Zamoranos, aparece encima del K5, estando formada por un delgado, pero bien desarrollado, nivel de dolomías de 15 a 30 metros de espesor que a menudo son descritas como dolomías, de color gris a tostado, microcristalinas y parcialmente anhidríticas. Esta Formación constituye un excelente nivel de correlación en toda la Cuenca Ibérica y adyacentes y resulta clave para separar las evaporitas liásicas (Zona da la Anhidrita) de las triásicas, tal como se puede ver en la siguiente figura:
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| Figura nº 25: Unidades con evaporitas del Triásico superior del Levante Español. |
Los carbonatos de la Unidad K6 se sedimentaron en condiciones de aguas muy poco profundas y tienen un carácter más somero hacia arriba, pasando de grainstones oolíticos en la base a lutitas laminadas con alfombras de algas e incluso con cristales de evaporitas en la parte superior. Las unidades K4-K6 forman juntas una enorme secuencia ascendente de reducción evaporítica de tercer orden, que se "diluye" hacia arriba pasando de halita a anhidrita y culminando con una etapa dolomítica en unas condiciones de nivel del mar alto.
Sobre este conjunto de Unidades del Keuper se dispone el Jurásico (Lías Inferior) está constituido por la Zona de Anhidrita (Castillo-Herrador, 1974), equivalente a la Formación Lécera, (Gómez y Goy, 1997) y a la Formación Cuevas Labradas (Goy et al., 1976).
La Zona de Anhidrita (AZ) es una gruesa alternancia de capas métricas o decimétricas de anhidrita y dolomita. En la mayoría de los sondeos que la han atravesado, su parte inferior se encuentra sobre la unidad K6 (F. Imón/Zamoranos), excepto en los sondeos Gabaldón-1 y Belmontejo-1A (La Mancha conquense) donde se encuentra una sección de 300-400 metros de evaporitas masivas, denominada Zona Salina Inferior (LSZ) en su mayoría formada por halita, con niveles intercalados de anhídrita, lutita y dolomía.
En el resto de los sondeos la Zona de Anhidrita se puede dividir en tres unidades, la Zona Inferior de Anhidrita (LAZ) un conjunto de 60 a 380 metros de espesor de dominante carácter anhidrítico, formado por niveles anhidríticos blancos a grises y bien estratificados alternando con dolomías cristalinas grises a veces anhidríticas y con capas delgadas de lutitas oscuras o verdes; la Zona de Anhidrita Media (MAZ) que en contraste con la unidad inferior es más carbonática que anhidrítica y presenta un espesor de 70 a 140 metros. Un tercer nivel de 130 a 300 metros de espesor, la Zona Superior de Anhidrita, (UAZ) que es más similar al nivel inferior pero con un carácter anhidrítico menos uniforme.
El contacto con la suprayacente Formación Cuevas Labradas es claro y nítido y el espesor para esta última formación es muy constante de 90 a 120 metros.
EXPLOTACIONES SALINERAS.
Las principales salinas de la Meseta de Requena-Utiel son:
Las Salinas de Hórtola (Requena).
También conocidas como salinas de Marzo están situadas entre los caseríos de Hórtola y Los Alcoceres, fueron, a pesar de sus difíciles accesos, las de mayor producción de la comarca. Situadas en un barranco (Hórtola) en la desembocadura al Cabriel, ya aparecieron documentadas en un plano del año 1.723 (ver siguiente figura). Su sal era de poca calidad y se utilizaba casi exclusivamente para el ganado.
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| Figura nº 26: Mapa de 1723 mostrando las salinas del Barranco de Tórtola. |
En 1465 y a causa de las reclamaciones sobre los derechos a las terceras partes de la renta de las salinas, estallo un conflicto armado entre el Concejo de Requena, representado por Alfonso del Campillo, y Don Álvaro de Mendoza Conde de Castrojeriz, a causa de la guerra el Concejo de Requena pidió auxilio a los Reyes Católicos, pues decían que las huestes de Álvaro de Mendoza habían dejado a la ciudad en muy malas condiciones. En este momento intervino en conflicto Don Pedro de Barrientos que era regidor de Cuenca y Señor de Castellanos y de las Majadas, además familiar del en su día poderoso obispo Lope de Barrientos. Como consecuencia de la citada intervención Don Pedro de Barrientos ganaría la tenencia de la fortaleza de Requena y derechos sobre los 600.000 maravedíes que Álvaro de Mendoza decía poseer sobre derechos de puerto seco, aduana y rentas reales en Requena.
Tras muchos pleitos una sentencia de 1491 concedió las dos terceras partes de las salinas de Hórtola, Canalejas y Pajazo en el término de Requena a Pedro de Barrientos, y también estableció que la Villa de Requena se debía proveerse de ella al precio de veintisiete maravedíes por fanega de la medida menor usada en Requena. Si quedara sal después de la que necesitaran los vecinos de Requena, ya la podría vender Pedro de Barrientos al precio mayor que deseara, con la condición de que el salero lo tuviera provisto hasta el día de San Miguel, como último día en que los vecinos de Requena podían hacer acopio de la sal. Ofreció la sentencia también a Requena la posibilidad de tomar la sal al precio de 2.500 maravedíes pagaderos en dos plazos anuales, pero el Concejo rehusó a utilizar ese método y prefirió la citada compra a veintisiete maravedíes la fanega. La sentencia dice que esos 2.500 maravedíes son los que pagaba Diego Pérez, vecino de Requena, al cual Pedro de Barrientos le tenía arrendadas sus dos tercias partes de todas las salinas indicadas. El tercio restante de las salinas era para el Concejo de Requena que las arrendaba como se ha comentado anteriormente.
En 1536 se dio la licencia al salinero Juan Sánchez para construir una casa en las salinas de Hórtola. Posteriormente, en 1536, las tres salinas se arrendarían a Alonso Díaz con la obligación de sustentar las casas, las eras y los pozos. Al año siguiente, se le arrendaron a Rodrigo de Comas por 17.000 maravedíes, aunque en 1545 se le descontaron cinco ducados porque las grandes lluvias y avenidas que se habían en verano habían perjudicado a estas salinas.
Durante mucho tiempo la propiedad de las salinas osciló entre manos públicas y privadas y a menudo fueron arrendadas por el concejo o gravadas impositivamente por la Corona.
En el año 1758 la cosecha de sal fue adquirida por casi 200 ganaderos de la zona al precio de 3,3 reales por fanega. En 1847 aún se extraían de Hórtola 6.000 arrobas de sal gorda.
La costumbre dictaba que la víspera de San Miguel, los vecinos de Requena, podían tomar la sal que podían cargar por sí mismos o mediante una acémila de las salinas del Concejo, sin pagar impuesto alguno, siempre que fuere para uso propio, sin posibilidad de venta.
Las Salinas de Los Isidros.
Se ubican ya muy cercanas al Cabriel en un fuerte encajamiento de un barranco. De producción modesta, su sistema de explotación es el más peculiar de la comarca. Las aguas se represaban por un azud de piedra y madera en un pequeño tollo. Desde él, la salmuera circulaba por el barranco. Aunque había pequeñas eras de cristalización, la mayor parte de vecinos de Los Isidros extraían directamente la sal del barranco por medio de cuchillos y pequeñas azadas, se recogía en cubos y de ahí era introducida en sacos que eran llevados por caballería hasta la aldea. Se dejaba secar en las casas a la sombra. Era ligeramente machacada, pero no se necesitaba molerla, pues era de grano fino. Se extraía de junio a septiembre. Aún hay vecinos que siguen utilizándolas de forma ocasional.
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| Precipitación de sal (Villargordo) |
Por último, recordemos que al otro lado del Cabriel se ubican las salinas de Minglanilla, de gran antigüedad y cuyo consumo como sal de boca también se realizaba en Requena donde existía un cuarto salero específico junto a la aduana y posteriormente cercano al Convento del Carmen. A este cuarto salero también llegaba sal de Fuentealbilla.
Las Salinas de Villargordo:
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| Figura nº 27: Las Salinas de Villargordo. |
Las aguas saladas que abastecen a la instalación salinera se originan en el contacto entre los materiales miocenos permeables, que constituyen el altiplano de Villargordo del Cabriel, y los materiales impermeables del Keuper, que constituyen el zócalo mesozoico y en cuya composición hay sales solubles (anhidrita, yesos,….).
El proceso de salinización de las aguas subterráneas se produce cuando las aguas alcanzan un estrato de material menos permeable, como son los yesos y margas del Keuper, dejando de profundizar y comenzando a desplazarse lateralmente disolviendo a su paso las sales del subsuelo. Durante el desplazamiento lateral de las aguas subterráneas cargadas en sal disuelta pueden alcanzar la superficie topográfica y aflorar en forma de una surgencia salada (fuente o manantial) cuyas aguas fluyen por los cauces precipitando la sal que contienen en sus lechos.
La historia conocida de estas salinas es muy reciente pero realmente empezaría en el Neolítico cuando la sal se recogería directamente del suelo de las ramblas. Sin embargo ya en el Eneolítico se introdujo la evaporación forzada de la salmuera por el método de calentarla al fuego en unas grandes vasijas de barro (Salinas de Añana). Posteriormente con los Iberos y posteriormente los romanos, la demanda fue en aumento y se incremento la producción mediante la evaporación forzada exponiendo al Sol de láminas de agua salada tomada de las surgencias o de pozos, para los romanos esta industria fue muy importante pues se llegaba a pagar al ejercito con sal (el salario).
En la siguiente fotografía se puede ver la Rambla Salada a su paso las Salinas de Villargordo donde la sal se acumula en el fondo de la misma.
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| Figura nº 28: Acumulación de sal en el cauce de la Rambla Salada. Localidad: Villargordo del Cabriel; Valencia). |
Una salina presenta una arquitectura sencilla, pero extremadamente práctica, en la que cada uno de sus partes o componentes esta relacionadas unas con otras. En la siguiente fotografía se puede ver el conjunto de la salinas de Villargordo en La Rambla Salada: se observa las balsas de acumulación de salmuera y las eras de evaporación junto la casa donde estaba la maquinaria y servicios de las salinas:
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| Figura nº 29: Vista de conjunto de las Salinas de Villargordo del Cabriel (Valencia). |
El agua salada se captaba en una serie de manantiales situados en la parte mas alta del Complejo salinero desde donde era conducida por un salmueroducto tallado en troncos de madera hasta las balsas de acumulación. En la siguiente fotografía se puede ver parte del canal de troncos ahuecados en “V” que conducían las aguas saladas del manantial principal, en este caso situado en un nivel de areniscas blancas de la Unidad K2 hacia el complejo salinero:
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| Figura nº 30: Captación mediante canaletas talladas en troncos de un manantial ubicado en un nivel de areniscas blancas (K2). |
El agua captada se va almacenando durante el invierno en grandes estanques denominados, calentadores o granjas, de los que en Villargordo había cuatro, en estos calentadores y como consecuencia de la insolación, se produce una lenta evaporación y por tanto concentración de la sal en el agua. En la siguiente figura se puede ver un drenaje de agua salada ferruginosa a uno de los calentadores o balsas de acumulación de Villargordo y como se ha formado una costra salina de color blanco:
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| Figura nº 31: Balsa de acumulación de agua salida con un manantial de agua salada ferruginosa. Localidad: Villagordo del Cabriel (Valencia). |
Unas canalizaciones realizadas a base de troncos de madera ahuecados en forma de “V” o de ”U” servían para conducir las aguas almacenadas hasta las balsas cristalizadoras, también denominadas eras o piletas de cristalización.
Las piletas de cristalización, de las que había un total de 124, formaban grupos. Éstos están subdivididos en pequeñas balsas o piletas rectangulares por las que, con los partidores y canales adecuados, se distribuye el agua según el interés de la producción (QUESADA, 1996).
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| Figura nº 32: Conjunto o cuerpo de eras de evaporación pavimentadas y separadas por listones de madera. Localidad: Salinas de Villargordo del Cabriel (Valencia). |
Conforme la sal se va cuajando en el fondo de las piletas, ésta debe ser removida para que no se agarre al suelo; esta tarea recibe el nombre de mover o quebrar la sal. Poco después de que haya finalizado el proceso de cristalización de la sal, ésta se recoge antes de que el agua se evapore totalmente; así se evita que la sal se endurezca en exceso. Mediante el uso de unos aperos construidos con ese fin denominados rastrillos y rodillos, es empujada y acumulada en uno de los bordes de la pileta, posteriormente la sal era amontonada en el centro de la era o en unas zonas destinadas al secado que se encontraban junto a las piletas. Desde aquí la sal es trasladada hasta el almacén.
En las salinas de Villargordo las aguas eran captadas en dos manantiales situados en la zona más alta de la instalación, uno sobre el mismo cauce de la rambla, siendo sus aguas conducidas hasta los calentadores, por medio de canales de madera.
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| Figura nº 33: Canalización de madera desde uno de los manantiales de cabecera de las Salinas de Villargordo del Cabriel (Valencia). |
Otro manantial estaba situado junto a los mismos calentadores por lo que sus aguas se aprovechaban directamente vertiéndolas directamente en los depósitos de salmueras.
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| Figura nº 34: Manantial de aguas saladas ferruginosas vertiendo directamente a una de las balsas de acumulación (calentadores). Localidad: Villargordo del Cabriel (Valencia). |
Una vez que las aguas habían llenado los tres calentadores e incrementado su concentración, la salmuera pasaba por canales de madera hasta los cuerpos de piletas. El número de piletas total de la salina es de 106 (aunque inicialmente eran 124), distribuidas en 5 cuerpos escalonados adaptándose a la topografía. En la siguiente tomada mirando agua arriba se puede ver como las instalaciones de la salinas se amoldan a la topografía, estando el manantial principal en el punto mas alto:
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| Figura nº 35: Vista de la salina de abajo a arriba con las terrazas adaptadas al terreno. Localidad: Villargordo del Cabriel (Valencia). |
En la siguiente fotografía se puede ver la terraza o cuerpo de piletas mas baja situada sobre el cauce de la Rambla Salada:
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| Figura nº 36: Terraza o cuerpo de piletas inferior. Salinas de Villargordo del Cabriel. |
En la parte intermedia de la instalación, un cuarto calentador abastecía de salmuera a los dos últimos cuerpos de cristalización de la explotación. En la siguiente fotografía se puede apreciar el recorrido del salmueroducto para abastecer al cuarto calentador, de tamaño mas pequeño que las 3 balsas de acumulación principales:
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| Figura nº 37: Pileta de acumulación o calentador intermedio con su sistema de salmueroductos. Salinas de Villagordo del Cabriel (Valencia). |
Las piletas de cada cuerpo se separan entre sí por medio de tablones de madera y estaban pavimentadas con cantos rodados. En la siguiente fotografía se puede la compartimentación de las piletas mediante tablones de madera, la pavimentación a base de de cantos rodados y la sal precipitada en las piletas de la derecha:
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| Figura nº 38: Piletas de evaporación de cantos rodado, separadas por troncos de madera. En la pileta de la derecha de observa una capa blanca de sal precipitada por evaporación. Salinas de Villagordo del Cabriel. |
En la siguiente fotografía se puede ver el grosor que llegaba a alcanzar el pavimento de cantos rodados colocado sobre un suelo de arcillas impermeables. También se observa como los tablones disponían de pasos tallados en la madera para permitir la comunicación entre las piletas.
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| Figura nº 39: Grosor que alcanzaba eww pavimento de cantos rodados en las piletas. También se puede ver las escotaduras realizadas en los tablones de separación de las piletas para permitir el paso de la salmuera desde los calentadores. Salinas de Villargordo del Cabriel. |
Algunas piletas disponían de un pavimento diferente formado por losas de piedra de procedencia cercana (areniscas de la Unidad K2) dispuestas directamente sobre arcillas abigarradas que impermeabilizarían la pileta.
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| Figura nº 40: Pileta con pavimento de losetas de areniscas sobre arcillas abigarradas. Localidad: Salinas de Villargordo del Cabriel. |
También existe en la salina una edificación junto a las piletas de cristalización, que servía de almacén y presenta un importante deterioro en su estructura externa e interna.
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| Figura nº 41: Casa de maquinaria y servicios de la Salina de Villargordo del Cabriel. |
El proceso de producción de la sal duraba desde mayo hasta septiembre, aunque dependiendo de la meteorología del año podía extenderse hasta principios de noviembre. A principios de mayo se iniciaban las tareas de limpieza de la instalación, que normalmente solía quedar sucia con las lluvias invernales. A finales de junio o principios de julio se realizaba la primera extracción de sal. Con los aperos (rodillo, legonas y azadas) se rascaba la sal, intentando no coger agua, y se amontonaba en el centro de la pileta. Allí se dejaba durante unos días a que escurriera y se secase. Normalmente se hacían de tres a cuatro extracciones al año.
En la siguiente imagen se puede ver una cristalización de halita de grano muy gruesos en una de las balsas de acumulación.
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| Figura nº 42: Precipitación de sal en forma de cristales de halita blanca. Salinas de Villargordo del Cabriel (Valencia). |
Los usos dados a ésta eran variados: alimentación, salazones, curtido de pieles e industrias. Las salinas abastecían a un mercado fundamentalmente comarcal, aunque también se vendía sal fuera de la comarca, e incluso en industrias de los alrededores de Valencia (IRANZO, 2005). El grano era gordo y se llevaba a un molino eléctrico de Villargordo.
El complejo incluye un almacén de sal (Fotografía nº 41), una casa residencia del maestro de fábrica y otro almacén situado en el propio Villargordo. Se llegaron a extraer, a finales del siglo XIX, hasta 6.700 arrobas de sal. Las salinas pertenecieron al Estado, pero fueron desamortizadas en 1871. Fueron adquiridas por particulares siete años después y estuvieron funcionando hasta 1991. La época álgida de producción fue entre 1955 y 1965, pero la competencia de la sal litoral más rentable hizo que fuera decayendo su producción y propicio su abandono.
DESCRIPCION GEOLÓGICA DE LAS SALINAS DE VILLARGORDO.
El Keuper de Villargordo corresponde a un asomo triásico de 4 x 3 kilómetros exhumado por el Rio Cabriel que no tiene continuidad lateral al estar tapado por depósitos terciarios de la Cuenca del Cabriel. En el Afloramiento no se observa ningún fenómeno diapírico importante sino que corresponde a una gran estructura anticlinal de directriz ibérica NW-SE, intensamente replegada tal como se puede ver en la siguiente imagen con una serie de pliegues sinclinales muy apretados que se desarrollan en las areniscas y arcillas rojas de las Unidades K2 y K3.
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| Figura nº 43: Mapa geológico de la zona de la salina deVillargordo del Cabriel. Modificado de F. Ortí. |
En los extremos meridional (El Mogorrito) y septentrional (Los Barrancos) del anticlinal afloran las unidades más modernas del Keuper: K4 y K5.
LAS SALINAS DE JARAGUAS.
A 7 kilómetros al Este del afloramiento del Keuper de Villargordo del Cabriel se localiza el diapiro de Jaraguas, con una forma circular de 1 kilometro de diámetro y una extensión superficial de 700 Ha. como se puede ver en la Figura nº 56 y se describirá continuación.
La Meseta o Altiplano de Requena-Utiel es el territorio valenciano donde se tiene constancia de una mayor cantidad de salinas continentales históricas, es decir lugares donde se obtenía la sal a partir de la evaporación de salmueras procedentes de manantiales o surgencias generalmente en ramblas. En algunas de ellas se ha podido recuperar arqueológico antiguo, ibero y romano, especialmente en las Salinas de Jaraguas quizás por su proximidad a la ciudad ibera de Kelin (Caudete de las Fuentes; Valencia). Algunas de estas explotaciones han estado en funcionamiento hasta la década de los 70 del siglo pasado.
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| Figura nº 44: Hoya de La Salobreja (Jaraguas; Valencia) |
Estas salinas estuvieron en producción hasta los años 70 del siglo pasado, pero las estructuras etnográficas se conservan bastante mal. Son unas explotaciones de pequeño tamaño en comparación con otras salinas continentales de la zona:
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| Figura nº 45: Vista general de las Salinas de Jaraguas. Se puede ver la precipitación de sal blanca por evaporación del agua salada que le llega a la salina. |
El agua procedía de un manantial salado (“La Salobreja”). El principal elemento era un pozo de 5 – 6 metros de profundidad al que llegaban las aguas del manantial salado.
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| Figura nº 46: Barranco de La Salabreja (Jaraguas). |
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| Figura nº 47: pozo de Salmuera |
La sal producida era utilizada para la alimentación, los salazones y curados. Las aguas se repartían entre todos los usuarios de las salinas y las pozas pasaban de generación en generación. En conexión con estas salinas estaba el molino de sal sito en Jaraguas (Latorre, 2001).
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| Figura nº 48: restos de pavimento de losas en una de las eras. |
En las salinas se ha encontrado cerámica ibérica (tinajas, tinajillas, recipientes, ollas), monedas, etc…. El yacimiento fue datado entre los siglos IV-II a.C. el material recuperado no es especialmente significativo y está muy fragmentado, pero atestigua el aprovechamiento (evaporación de salmuera y lavado de la sal) de los recursos salinos de la zona desde la Edad del Hierro.
Descripción Geológica de las Salinas de Jaraguas.
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| Figura nº 49: Mapa geológico (IGME). |
Estas salinas se ubican a un kilómetro del casco urbano de Jaraguas en la margen derecha de la Rambla Salobreja, tributaria de la Albosa.
El diapiro ocupa una hondonada circular (Hoya de La Solobreja) de 1.000 metros de diámetro y una superficie de 700 Ha, su litología son margas abigarradas (grises, violetas, verdes) con cristales de aragonito y cuarzos bipiramidados. La facies recuerda al K1 (Fm. Arcillas y yesos de Jarafuel).
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| Figura nº 50: Aspecto de las margas abigarradas del Keuper en Jarafuel (Valencia). |
Toda la superficie entre Villargordo y Jaraguas esta recubierta de depósitos miocenos de la Cuenca Cenozoica del Cabriel, lo que impide ver la conexión entre ambos triásicos. El Keuper de Jaraguas esta constituido por una estructura diapírica (la única circular existente en la Provincia de Valencia y muy parecida al Diapiro de Pinoso en Alicante). En el campo esta estructura se aprecia como una mancha circular de terrenos agrícolas, que destacan sobre los de los alrededores, por sus tonalidades mas oscuras
Entre los aspectos estructurales más destacados del diapiro de Jaraguas está el hecho de que la columna diapírica atraviesa, más o menos verticalmente, una cobertera terciaria de algunos cientos de metros de espesor. La parte superior del diapiro ha desaparecido por erosión y lavado de sales, no como en otros diapiros béticos (Montaña de la Sal de Pinoso) donde aun se conservan, sin embargo en Jaraguas aun se conserva la orla calcárea levantada por el empuje del diapiro en su ascenso.
En el Diapiro de las Salinas de Oro (Navarra) se observa como las evaporitas atraviesan la columna estratigráfica llegando a la superficie donde son erosionadas. El proceso de extrusión de las rocas evaporíticas Triásicas ha originado el levantamiento del los materiales suprayacentes que quedan dispuestos como una orla alrededor del diapiro. El diapiro de Jaraguas adoptaría una disposición muy parecida con la excepción de la ausencia de rocas volcánicas que no aparecen en esta zona y en la disposición del zócalo que en Jaraguas corresponde a una estructura anticlinal apretada
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| Figura nº 51: Diapiro de las Salina de Oro (Navarra). Imagen del Geodía 13 (Navarra). |
La orla calcárea del diapiro esta formada por calizas lacustres de aspecto oqueroso en bancos métricos formados por amalgamientos de calizas mas delgadas (decimétricas). Estas calizas presentan buzamientos de 20-30º hacia el exterior del diapiro.
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| Figura nº 52: Bancos de calizas formados por estratos decimétricos. Jaraguas. |
Estas calizas se presentan discordantes sobre las margas abigarradas triásicas y buzando hacia el exterior del diapiro debido al empuje ejercido por este durante su ascenso. Las calizas que se localizan en la parte septentrional de la orla son de color gris y presenta buzamientos al SW.
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| Figura nº 53: Calizas lacustres discordantes sobre las margas abigarradas del Keuper (Jaraguas). |
En la zona oriental del diapiro las calizas también se presentan con un marcado buzamiento en este caso al E.
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| Figura nº 54: Banco de calizas lacustres miocenas con un marcado buzamiento producido por el levantamiento de los materiales infrayacentes (margas evaporíticas del Keuper). |
Algunos de los bancos de las calizas lacustres de la orla presentan unas facies de calizas cristalinas rojizas:
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| Figura nº 55: Facies de calizas lacustres rojizas (Jaraguas; Valencia). |
La orla carbonatada se dispone alrededor de las margas abigarradas evaporíticas del diapiro de Jaraguas de una forma más o menos continua, pues hay sectores donde prácticamente han desaparecido bien por erosión o bien por la intensa antropomorfización.
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| Figura nº 56: Ortofoto del Diapiro de Jaraguas con la orla de calizas lacustres y la marcada diferencia de color de las arcillas triásicas del diapiro y los terrenos terciarios. |
El origen de estas calizas es lacustre y su edad Turoliense (equivalente al Tortoniene-Messiniense) por lo que abarcaría un lapso de tiempo de 9 a 5,3 Ma entre el Rusciniense y el Vallesiense (Mioceno Superior) y corresponderían a la Formación Venta del Moro. Este Diapiro pudo comenzar a formarse durante el Mioceno medio cuando se produce la colisión continental entre África y Eurasia atrapando a la Península Ibérica entre ambas, pero es a finales del Mioceno se imponen las condiciones distensivas, reactivándose el diapírismo. El hecho de que las calizas lacustres del Turoliense se presenten deformadas por el empuje diapírico indica que la sal se movió tras la sedimentación de estas calizas, posiblemente a finales del Mioceno o ya en el Plioceno.
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| Figura nº 57: Aragonitos de Jaraguas. |
Como curiosidad adjunto una fotografía de la Fuente del Amparo de Jaraguas, muy cercana a los afloramiento de las margas evaporíticas del diapiro y de la que, sin embargo, mana un agua dulce cristalina, sin ninguna contaminación evaporítica.
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| Figura nº 58: Fuente del Amparo (Jaraguas; Valencia) |
En la siguiente imagen se puede ver un collage realizado por David Quixal Santos (Explotación de la Sal, vías de comunicación y territorio durante la Edad del Hierro en el entrono del Río Cabriel (2.020)) con fotografías de las principales explotaciones de sal en el la comarca:
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| Figura nº 59: Collage Salinas de la Plana Utiel-Requena. Modificado de David Quixal Santos, 2020. |
RECUBRIMIENTO POSTECTONICO:
Como ya se ha mencionada la mayor parte de la superficie de la Comarca de la Plana de Requena-Utiel esta cubierta por sedimentos cenozoicos postorogénicos pertenecientes a la Cuenca Cenozoica del Río Cabriel.
Cuenca Cenozoica del Cabriel.
Esta cuenca sedimentaria pudo ser debida a la formación de una gran depresión a causa de los procesos de extensión neógenos ligados al diapírismo y de la consiguiente disolución de evaporitas triásicas. En el interior de esta depresión aparecen umbrales de materiales mesozoicos con estructuras de directriz ibérica (NO-SE). Los materiales que constituyen el relleno de esta cuenca se encuentran reposando discordantemente sobre materiales neógenos pre-turolienses, con grosores de hasta 400 m de potencia, que atestiguan la existencia de cuencas del Mioceno inferior-medio deformadas por movimientos diapíricos: Serie de Juan Vich, constituida por materiales detríticos aluviales, y carbonatos y evaporitas lacustres con fauna Aragoniense y Facies de Fuencaliente constituidas por margas, calizas y areniscas con intercalaciones de lignitos con fauna del Aragoniense superior-Vallesiense).
El relleno de las zonas marginales de la Cuenca del Cabriel consiste en facies aluviales detrítico groseras que hacia el centro de la cuenca pasan a una materiales detríticos finos, y a carbonatos y evaporitas lacustres. En el valle del Cabriel, aparecen una serie de unidades que en la base presentan 60 metros aflorantes de yesos seleníticos primarios y gipsarenitas (Yesos del Molino de la Rambla) y 50 metros de calizas con intercalaciones de margas, arenas y conglomerados (Calizas de Fuente Podrida) que contienen mamíferos del Turoliense inferior y medio. Sobre esta unidad yacen 300 metros de lutitas, areniscas y conglomerados de la Formación Los Isidros que contienen intercalaciones de yesos seleníticos y gipsarenitas (Yesos de Los Ruices) y calizas, margas y lignitos lacustres (Niveles de Venta del Moro) con fauna del Turoliense superior. Al Sur del Rio Cabriel, y enlazando con la Cuenca del Júcar, sobre las facies de Los Isidros yacen las Calizas del Mirador, de hasta 40 metros de potencia. Estas calizas se disponen sobre niveles con fauna del Mioceno terminal.
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| Figura nº 60: Situación de las Cuencas Cenozoicas de la Cordillera Ibérica. |
En las cuencas neógenas de la Cordillera Ibérica se pueden distinguir tres etapas principales, cuyos límites se corresponden con algunas de las rupturas sedimentarias reconocidas en el Neógeno a escala peninsular.
Etapa 1 (Rambliense).
En las primeras fases de esta etapa, probablemente a principios del Rambliense (Mioceno Inferior), comenzó el inicio de la sedimentación noógena en las cuencas de Calatayud y en el área subsidente de la zona de la Cuenca del Teruel (Libros). Por otra parte, durante el Rambliense, tiene lugar el inicio de la sedimentación en las cuencas de Rubielos de Mora y Ribesalbes, y en algunas pequeñas cuencas de la zona meridional de la Cordillera Ibérica (Sinarcas y Buñol). En esta etapa también tiene lugar la primera fase de sedimentación en las fosas del Maestrazgo oriental ligadas a la obertura del Mediterráneo occidental.
Etapa 2 (Aragoniense a Vallesiense inferior).
Etapa acaecida durante el Mioceno medio-inferior y dividida en dos subetapas:
Etapa 2a. El inicio de esta etapa lo podemos situar hacia el límite Rambliense -Aragoniense (Mioceno Inferior-Medio). En la Cuenca de Calatayud se caracteriza por una importante discontinuidad en los sectores de Calatayud y Bañón, y por el inicio de la sedimentación en el área de Daroca. En la cuenca de Teruel tiene lugar la expansión de los sistemas lacustres carbonatados de la zona de las Minas de Libros. En la zona de Mira (prolongación meridional de la fosa de Teruel), se inicia la sedimentación a principios de esta etapa. Durante el Aragoniense medio en la Depresión costera valenciana se inicia la formación del sistema lacustre evaporítico de Niñerola .
Etapa 2b. Durante el Aragoniense superior (Langhiense) tienen lugar rupturas menores o expansiones en las áreas de la Cuenca de Calatayud y el inicio de sedimentación en al área de Ademuz y una fuerte subsidencia en Libros (Cuenca de Teruel). En el curso medio del Mijares se depositaron conglomerados y calizas travertínicas (Formación Mijares) y al Norte del río Cabriel sucesiones lacustres precursoras de la Cuenca del Cabriel (Cuenca de Fuencaliente y serie de Juan Vich).
Etapa 3 (inicio Vallesiense superior-Plioceno):
El inicio de esta etapa, durante el Vallesiense superior (Tortoniense) se caracteriza por importantes retracciones de los sistemas lacustres y discontinuidades en algunos sectores de las cuencas de Calatayud y Teruel. Durante el Turoliense inferior tiene lugar la expansión de sistemas lacustres en Calatayud, Teruel y el inicio de la sedimentación en las zonas centrales de las cuencas de Sarrión, Llíria-Valencia y Cabriel. Durante el Turoliense medio se inicia la expansión de sistemas evaporíticos en Teruel. A principios del Plioceno, se producen expansiones en los sistemas lacustres carbonatados en Calatayud, Teruel, Cabriel y Júcar. Durante el Plioceno tiene lugar una importante actividad de fallas normales en casi todo el ámbito de la Cordillera Ibérica y, localmente, reactivación de fallas extensionales del Mioceno inferior (Maestrazgo oriental). A finales del Plioceno ocurre el paso al exorreismo en algunas cuencas y el depósito de formaciones detríticas aluviales en muchas de ellas.
En la zona de Villargordo-Jaraguas la sedimentación cenozoica debido a sus rápidos cambios de facies y grosor de las unidades es muy compleja por eso la su descripción me he basado en los expuesto en la Hoja del Magna de Utiel.
-Formación Margas rojo-detríticas de Jaraguas: Formación compuesta por una alternancia de margas dominantemente rojas, a veces pardas, grises u ocres, con bancos gruesos de areniscas, areniscas conglomeráticas y conglomerados canalizados con estratificaciones cruzadas en surco de gran escala. Se la considera de edad Aquitaniense -Pontiense, es decir abarcaría todo el Mioceno. Esta Unidad equivaldría lateralmente al Miembro Los Isidros de la Formación Venta del Moro-Villatoya compuestos por mas de 100 metros de arcillas y areniscas rojas con niveles canalizados de conglomerados.
-Formación Calizas de Fuencaliente. En su localidad tipo (Fuencaliente) se presentan sobre el Keuper y tiene 375 metros de grosor, presentando la siguiente serie litoestratigráfica:
-33 m. Margas y arcillas a veces limo-arenosas, verdosas, con yesos e intercalaciones de calizas blancas con gasterópodos. A veces con delgado lechos carbonosos .
-60 m. Conjunto de limolitas calcáreas, margas y calizas limosas, de color blancuzco con escasos niveles calcáreo arenosos con frecuentes gasterópodos del genero Helix.
-65 m. Margas pardas oscuras con lignitos y calizas detríticas blancas con gasterópodos.
-22 m. Margas verdes yesíferas con bancos de calizas detríticas de espesor metrico intercalados. A techo calizas detríticas con gasterópodos.
-46 m. Calizas limosas blancas bien estratificadas con gasterópodos. Presentan intercalaciones de margas calcáreas negras y margas verdes con yesos.
-38 m. Margas y arcillas rojas con yesos pasando a margas verdes sin yeso.
-109 m. Calizas fétidas limo-arenosas blancas con gasterópodos (Helix, Melanopsis y planorbis) y niveles carbonosos. Pueden presentar una intercalación decamétrica de calizas tobáceas oquerosas.
-11 m. Margas rojas pasando a grises con intercalaciones de poco gruesas de conglomerados calcáreos.
La parte basal del corte seria Aquitaniense (Mioceno Inferior) en base a la presencia del ostrácodo Haplocytheridea aff. Helvética, la parte alta del perfil seria Vindoboniense (Mioceno Medio) por la presencia del ostrácodo Candona praecox la mayor parte de este perfil seria Burdigaliense (parte alta del Mioceno Inferior).
Esta Formación equivaldría al Miembro Mirador de la Formación Venta del Moro-Villatoya del Mioceno Superior-Plioceno, que se sitúa encima de los depósitos rojo detríticos del Miembro Los Isidros, y esta compuesta por calizas oquerosas, travertínicas o compactas con intercalaciones esporádicas de margas lignitíferas. Abundan los niveles con faunas de gasterópodos de agua dulce, Characeas y Ostracodos.
Los afloramientos triásicos de Los Llanos (Villargordo del Cabriel) se encuentran recubiertos discordantemente por depósitos miocenos dispuestos de modo subhorizontal. De estos depósitos se ha levantado un perfil litológico detallado en el paraje de las Casas de Bernardo (zona de Los Yesares) en la hoja del MAGNA de Utiel, describiéndose una serie de 70 metros de espesor compuesta hacia la base por 10 metros de unas alternancias de conglomerados en bancos métricos con laminaciones cruzadas con niveles también métricos margas rojizas con areniscas y calizas detríticas. Sobre estos conglomerados se disponen 50 metros de margas pardo-rojizas con delgadas intercalaciones de calizas y areniscas calcáreas y un nivel mas grueso (3 m) de calizas detríticas que en la base llevan un nivel de conglomerados calcáreos rojizos.
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| Figura nº61: Columna del Cenozoico de Villargordo del Cabriel (Fuente: IGME). |
Sin embargo en la Cartografía geológica mas reciente este recubrimiento esta cartografiado como:
- Calizas margas del Turoliense (TBacmc1) con un espesor variable (80 m en el Pico del Águila).
- Calizas y margas con intercalaciones detríticas del Turoliense-Rusciniense con un grosor de 40 metros se sitúa encima del tramo anterior.
- Calizas lacustres con lignitos. Calizas y biocalcarenitas (Bb-Bccc1) del Turoliense-Rusciniense. Afloran en la Muela del Coso (cota 847 nsnm) con un espesor de 30 metros.
- Margas arcillosas rojas con conglomerados y areniscas (TBb-Bccgc1) del Turoliense-Rusciniense. Se sitúan sobre las unidades anteriores llegando a solaparlas y colocándose directamente sobre el Keuper en la zona de Villargordo.
En la siguiente fotografía se puede ver la discordancia angular existente entre el Triásico superior (Keuper) verticalizado y los depósitos Cenozoicos (Turoliense) subhorizontales.
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| Figura nº 62: Discordancia angular entre el Keuper y el Turoliense. Localidad: Villargordo del Cabriel. |
UNIDADES LITOESTRATIGRAFICAS DE LA CUENCA DEL CABRIEL:
El relleno sedimentario de la Cuenca del Cabriel puede considerarse que se acumulo en una de las depresiones de fondo triásico ( grabens o semigrabens) que se formaron durante la etapa distensiva que afecto al NE de la Península Ibérica durante el Neógeno y que en el SE de la Cordillera Ibérica ocasiono la apertura de depresiones de fondo triásico como resultado de una distensión combinada con diapírismo y la disolución de las evaporitas triásicas. La Cuenca del Cabriel es una de estas depresiones de fondo triásico rellenada por una serie del Mioceno superior, aluvial detrítico-clástica con intercalaciones de carbonatos y evaporitas lacustres mas abundantes hacia del centro de la Cuenca.
A continuación se expone una columna litoestratigráfica completa y detallada de relleno de la Cuenca del Cabriel:
Formación Hortunas. Puede aparecer discordante sobre el Paleógeno o sobre el Mesozoico. Se trata de Unidad litológica compuesta por conglomerados de matriz arenosa con lentejones de margas rojas. Su ha datado en el Aquitaniense mediante ostrácodos.
Formación Sardineros. Datada en el Aquitaniense-Burdigaliense esta formada por areniscas con tramos calcáreos y algún nivel yesífero. La Formación se divide en 4 miembros.
- Mb. Calizas de Fuentepodrida: Con un espesor de 70 metros se trata de una Unidad, descrita en el Balneario del mismo nombre, que se extiende por las inmediaciones del Rio Cabriel (SE de la Plana de Utiel) formada por calizas lacustres con tubos de algas y gasterópodos (Melanoides, Melanopsis, Planorbis y Helix) con algunos niveles de margas con algo de yeso y foraminíferos
- Mb. Yesos del Molino de la Rambla: con un grosor de 25 metros de arcillas con yesos masivos se encuentra por la zona S de la Plana.
- Mb. Areniscas y calizas de Los Pedrones: con un espesor de 115 metros esta formado por areniscas con lentejones de arcillas rojizas, con lentejones de calizas con gasterópodos en la base. Se localiza por la zona Sur de la Plana.
- Mb. Yesos de Los Ruices: esta bien representado en Los Ruices y forma un gran lentejón que ocupa el centro de la cubeta Utiel-Requena. Se trata de yesos bien estratificados, escamosos con maclas en punta de flecha, con intercalaciones de margas. La Unidad tiene un grosor de 15 metros y ha sido beneficiada en la zona de Los Ruices- Casas de Eufemia.
Formación Tabaqueros. De edad Vindoboniense -Turoliense esta formada por areniscas con estratificación cruzada y niveles finos de conglomerados y calizas con margas grumosas.
Formación La Portera: Unidad de 70 metros de espesor constituida por calizas blancas lacustres muy fosilíferas (gasterópodos) y margas grises con algunos restos de yesos del Vindoboniense. Son características de esta formación los uniónidos y malanopsis recubiertos (“momificados”) por una cubierta oncolítica.
Formación Venta del Moro. De edad Vindoboniense-Turoliense-Plioceno, esta formada por calizas y margas grises con niveles de lignitos. Las calizas aparecen en dos bancos son detríticas y llevan niveles blandos intercalados, siendo muy abundantes los fósiles de gasterópodos terrestres. En las margas lignitíferas abundan los gasterópodos palustres y los vertebrados.
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| Figura nº 63: Corte idealizado del Neógeno de la Cubeta Requena-Utiel de la Cuenca del Cabriel. Tomado de P. Anadón. |
Pere Anadón da la siguiente sucesión de muro a techo (Villatoya-Fuente Podrida, zona del Valle del Rio Cabriel):
-Yesos del Molino de la Rambla: unidad que aparece discordante sobre el Keuper, formada por 60 metros de yesos lenticulares y seleníticos con intercalaciones de lutitas, dolomías y areniscas que hacia la base presentan margas dolomíticas, y dolomías con intercalaciones de areniscas con ripples.
-Calizas de Fuente Podrida: unidad de origen lacustre con un espesor de 20 metros y constituida por una parte inferior con lutitas margosas con intercalaciones métricas de calizas, areniscas y conglomerados. Por encima aparecen calizas micríticas y travertinos con algunas intercalaciones lutíticas.
-Unidad detrítica de Los Isidros: potente (+300 m) unidad detrítica formada por lutitas rojas y amarillentas con delgadas intercalaciones de calizas y margas e intercalaciones algo mas gruesas de areniscas y conglomerados. Se han interpretado como depósitos fluviales y lacustres someros.
-Calizas del Mirador: también conocida como Calidad superiores del Cabriel, esta formada por 40 metros de calizas en bancos gruesos (+3 m.) alternando con lutitas, margas y areniscas. Abundan los fósiles de moluscos de medios lacustres y/o palustres.
En la zona de Los Ruices – Los Isidros, esta columna la columna estratigráfica visible esta compuesta por una unidad evaporítica; los Yesos de Los Ruices muy parecidos a los de la Unidad de Yesos del Molino de la Rambla pero sin correlación directa, sobre los que aparecen los sedimentos de la Unidad detrítica de Los Isidros. A techo de este sucesión aparecen unos metros de calizas y margas (niveles de Venta del Moro) que corresponderían a las Calizas del Mirador.
En la siguiente figura se pueden ver las columnas litoestratigráficas de ambos sectores:
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| Figura nº 64. Modificada de P. Anadón. |
En los depósitos del Mioceno final de Venta del Moro se localiza uno de los yacimientos con un mayor interés científico y patrimonial de la Comunidad Valenciana. Se trata de una de las escasas localidades de Europa con un mayor contenido de micro y macrovertebrados continentales del límite Mio-Plioceno. Además, abundan los fósiles de invertebrados y la flora. Este yacimiento es de gran interés para el estudio de un importante evento messiniense de dispersión faunística, el «second Messinian mammalian event (MME-2)» o «Paraethomys event» de Agustí et al. (2006). Dentro de la Formación Venta del Moro se localiza este yacimiento del Mioceno Terminal con una fauna muy abundante y variada (mas de 70 especies) incluyendo de moluscos palustres (Dtagnicola, Radix, Carichium, Planorbarius, Limax, Tudorella, Gyraulus, Melapnopsis, Cepaea,Viviparus, Theodoxus, Hydrobia, Bithynia, Planorbis, Valvata, Vertigo, Anisis, Unio, Pisidium, etc…) y de vertebrados anuros, reptiles, quelonios y cocodrilos, de aves (Gruiformes) y gran cantidad de mamíferos insectívoros, primates, carnívoros (mustélidos, canidos, felinos), proboscideos, perissidactilos (rinocerontes del genero Lartetotherium) y artiodáctilos (hipopótamos del genero Hexaprotodon), équidos, camélidos, cérvidos y bóvidos (Tragoportax ventiensis) y también murciélagos (Rhinolopus, Pipistrellus y Myotis). Además se han encontrado vegetales (Salix, Hacer, Populus, Fagus, Quercus,…). Esta fauna de mamíferos ha permitido datar el intervalo entre 6,2 y 5,8 Ma anterior a la crisis de salinidad del Messiniense y a la desecación del Mediterráneo.
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| Figura nº 65: Fauna del yacimiento de Venta del Moro. |
Los sedimentos arcillosos que forman el yacimiento paleontológico de Venta del Moro se depositaron en el borde de una antigua laguna bajo un régimen climático fuertemente estacional, con alternancia de épocas de lluvias y de sequía, con los consiguientes cambios en el nivel de las aguas. En la secuencia sedimentaria hay etapas de desecación, correspondientes a épocas de sequía, durante las cuales una gran cantidad de animales debió concentrarse alrededor de la poca agua existente constituyendo como lugar idóneo para la caza por parte de los carnívoros. Tras la sequia los restos de los animales serian cubiertos por los sedimentos aportados en las etapa de crecida, favoreciendo su conservación hasta la actualidad
En la siguiente imagen se puede ver una recreación (Roger Pibernay, Daniel Garcia-Castellanos) del mar Mediterráneo durante la Crisis de Salinidad del Messiniense momento en que la Península Ibérica estaba comunicada por tierra con África y las Islas Baleares.
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| Figura nº 66: El Mediterráneo Occidental durante la Crisis de salinidad Messiniense. En nivel del agua en el Mediterráneo estaba tan bajo que la Península Ibérica estaba unida a África y a las Islas Baleares. |
Formación Margas de Jaraguas. Abarca todo el Mioceno y esta constituida por margas rojas con bancos de areniscas con estratificación cruzada y conglomerados canalizados con frecuentes caliches. Estas margas se indentan con todas las demás formaciones antes descritas a las que pasan lateralmente de forma gradual. En el siguiente cuadro se resume las relaciones entre las distintas Formaciones litoestratigráficas de la Cuenca del Cabriel:
EDAD | PISO | FORMACIONES | ||
Plioceno | Rusciniense |
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| Margas Rojas de Jaraguas |
Mioceno superior | Messiniense | Venta Del Moro |
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Tortoniense | Tabaqueros | |||
Mioceno medio | Serravaliense | La Portera | ||
Langhiense |
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Mioceno Inferior | Burdigaliense | Sardineros |
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Aquitaniense | Hortunas | |||
Paleógeno | Chattiense |
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TECTONICA y DIAPIRISMO:
Villargordo del Cabriel se localiza en el sector suroriental de la Cordillera Ibérica debajo de una cobertera postectónica subhorizontal miocena (Cubeta Cenozoica del Cabriel) que constituye la Plana de Utiel-Requena se localiza una gran estructura antiforme que permite (gracias a la labor erosiva del Río Cabriel) el afloramiento de los materiales evaporíticos triásicos (Keuper) objeto de esta entrada del blog.
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| Figura nº 67: Esquema estructural de la Cordillera Ibérica con la situación de la Zona Villargordo del Cabriel - Jaraguas. (Tomado de Y. Sánchez Moya, 2004). |
La dirección tectónica principal es, por tanto, ibérica NW-SE que se corresponde con la dirección de las principales estructuras (pliegues y fallas) y de la red hídrica actual. La principal estructura de la zona es el Anticlinal Contreras-Fuencaliente una gran estructura de dirección NW-SE cuyo núcleo triásico aflora en la zona de Fuencaliente (Villargordo). El anticlinal presenta un flanco septentrional cubierto por un terciario continental subhorizontal y un flanco meridional formado por un contacto verticalizado y/o invertido con el Jurásico Inferior (Lías). Los afloramientos triásicos de Villargordo y Jaraguas se encuentran en el eje de esta larguísima estructura anticlinal, de directriz ibérica, cuya traza se puede seguir desde Cuenca, pasando por Cardenete, Enguidanos, Villargordo y Jaraguas hasta Los Pedriches (Venta del Moro) donde desaparece bajo el Neógeno de la Cuenca del Cabriel.
La estructura presenta una directriz ibérica que en Enguidanos gira hasta adoptar una dirección N-S y volviendo a recuperar la dirección ibérica en Campillo de Altobuey. Este cambio de dirección seria debido a la intersección la estructura anticlinal con una estructura de distensión de dirección N-S (Fosa de Enguídanos) que favoreció la extrusión del Triásico. En Villargordo del Cabriel el eje de este anticlinal desaparece bajo los depósitos mio-pliocenos de la Cuenca del Cabriel pero la estructura se puede continuar en el Anticlinal de Pedriches que presenta una dirección NW-SE y presenta un núcleo cretácico muy apretado con pliegues del estilo de los desarrollados en Los Llanos (Villargordo) y flancos desarrollados en formaciones terciarias (Paleoceno-Mioceno) muy plegadas. En la traza de este pliegue se localiza el diapiro de Jaraguas.
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| Figura nº 68: Trazado del eje del Anticlinal Villargordo - Jaraguas. |
Los materiales mas antiguos que afloran corresponden a los carbonatos del Muschelkalk que se pueden ver en la zona de la Presa de Contreras (Enguidanos). Según se indica en la cartografía geológica del MAGNA(Hoja de Utiel), el Keuper que aflora en el Fuencaliente presenta indicios de halocínesis en las arcillas y evaporitas triásicas y un contacto mecánico con el Lías Inferior. En la memoria del mapa se indica que la activación del Keuper se debe probablemente a movimientos diastróficos y los consiguientes basculamientos originados por la deposición de los sedimentos miocenos. Estos movimientos acontecerían en el transito Burdigaliense-Vindoboniense (Mioceno Inferior-Medio).
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| Figura nº 69: Perfil geologico SW-NE. La estructura corresponde a un gran anticlinal de nucleo triásico con los flancos tapados por afloramientos cenozoicos. (Fuente: IGME). |
En la zona Fuenterrobles- Camporobles – Caudete de Las Fuentes hay un tren de pliegues anticlinales-sinclinales: Sinclinal de la Hoya de Hermenegildo, Anticlinal de Lalab y Sinclinal de El Cerro, desarrollados en materiales cretácicos y el Anticlinal fallado de la Bicuerca de núcleo jurásico, todos ellos presentando direcciones ibéricas anómalas.
La morfología de la cuenca neógena del Júcar-Cabriel está controlada por importantes fracturas de zócalo de direcciones NNE-SSW (Falla Ademuz-Alfambra) y NE-SW (Falla Requena-Mora) y otras discontinuidades como las de Cofrentes-Almansa y Enguídanos-Villora de dirección N-S, así como la banda de cizalla Este-Oeste de Cofrentes y la Falla Hespérica. En la siguiente figura se puede ver en encuadre estructural de la zona de Villargordo-Jaraguas en una franja de hundimiento que incluye las Cubetas neógenas de Júcar-Cabriel al Oeste y la Depresión litoral Valenciana al Este. Las fosas de Enguídanos y de Ademuz -Alhambra afectan transversalmente a esta banda deprimida y ocasionan la extrusión del Keuper.
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| Figura nº 70. |
DIAPIRISMO EN VALENCIA.
El Triásico Superior (Keuper) evaporítico aflora extensamente en la región levantina de la Península Ibérica (terminación meridional de la Cordillera Ibérica y oriental de la Zona Prebética de la Cordillera Bética, incluida la zona tabular de confluencia entre ambas Cordilleras). En la Comunidad Valenciana el Triásico Superior en facies Keuper aflora en muchos lugares, exceptuando el Sur de la Provincia de Alicante (Falla de Crevillente) y el Norte de la Provincia de Castellón (El Maestrazgo).
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| Figura nº 71: Afloramientos del Keuper en la Comunidad Valenciana. |
El diapírismo en esta zona comenzó con el inicio del régimen distensivo mesozoico que facilito la actividad halocinética que pudo comenzar durante el rifting liásico a favor de fracturas de zócalo que han podido controlar la acumulación salina sinsedimentaria. La morfología alargada de los grandes afloramientos triásicos valencianos también parece sugerir una adaptación a estructuras tectónicas. Los diapiros circulares, típicamente halocinéticos, son pocos y pequeños, su ubicación a lo largo de fracturas preexistentes o en los puntos de cruce de las mismas por lo que su origen parece ser debido más afectos de la tectónica compresivo-distensiva que a la propia halocinesis. En la siguiente figura se puede ver la evolución temporal del Diapiro de ZECHSTEIN (Cuenca Triásica Alemana) desde el final del Muscheskalk al Terciario:
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| Figura nº 72: Etapas de la extrusión del diapiro de Zechstein. (Bruno C. Vendeville, 2002) |
En la zona ibérica, tras la distensión mesozoica, se produjo la compresión u orogenia alpina cuya fase principal se produjo en el Oligoceno-Mioceno basal. Las evaporitas triásicas reaccionaron a la tectónica compresiva alpina actuando como nivel de despegue de la cobertera respecto al zócalo y acumulándose en el núcleo de los pliegues anticlinales y a lo largo de fallas direccionales. Sin embargo, algunos diapiros del Prebético parece que se han inyectado durante el Mioceno Medio a través de fallas regionales profundas. La actividad halocinética en estos diapiros llego hasta el Plioceno Superior y el Villafranquiense afectando a los depósitos cuaternarios. Además del rifting mesozoico y la orogenia alpina también se ha considerado que un factor principal en el origen de las extrusiones diapíricas fue la distensión neógena responsable de la formación de las grandes fosas miocenas (Valle de Ayora, Navarrés, ….) con grandes afloramientos diapíricos y con depósitos miocenos y pliocenos deformados sinsedimentariamente. Este diapírismo no se considera generado en una sola fase tectónica, sino que más bien seria bifásico o polifásico.
En el sector prebético el diapírismo fue controlado por la tectónica, tanto distensiva como compresiva, con formación de diapiros en el límite Oligoceno-Mioceno (Fase Sávica), en el Mioceno Medio-Superior y, mas localmente, durante el Cuaternario. Hay tres tipos de diapiros limitados por fracturas subverticales: tipo graven, tipo pull-apart e inyecciones a favor de planos de falla.
El diapirismo en la zona suroriental de la Cordillera Ibérica se puede diferenciar según dominios. Así en el Prebético Oriental las extrusiones diapíricas son originadas durante las fases compresivas y distensivas terciarias. En el sector intermedio entre el Prebético y la Ibérica el principal factor del diapirismo ha sido una tectónica extensional miocena. En el sector meridional de la Cordillera Ibérica la zona del surco Cuenca-Albacete es relativamente estable y las evaporitas triásicas aparecen subhorizontales. En la extensa zona del sector central valenciano y en la zona de Teruel los afloramientos triásicos son debidos a estructuras compresivas y se encuentran asociados a afloramientos del zócalo hercínico paleozoico, del Buntsandtein y del Muscheskalk. Los extensos afloramientos triásicos asociados a las grandes fosas terciarias que aparecen en esta zona serian debidos a la distensión miocena.
El diapirismo del sector ibérico se caracteriza por desarrollar cuerpos de grandes dimensiones, en extensión y volumen, de marcada direccionalidad. Estos cuerpos están intensamente deformados por plegamiento y sus estructuras internas presentan entrecruzamiento direccional con dos o tres direcciones estructurales.
Muchas de estas estructuras diapíricas siguen direcciones ibéricas (NW-SE), catalanas (NE-SW) o prebéticas (ENE-WSW). Pero también se registran direcciones ortogonales este-oeste y norte-sur que dan como resultado afloramientos triásicos con morfologías en T, en L o lineales, estas direcciones están claramente reflejadas en la red hidrográfica de los ríos Júcar, Cabriel, Turia y Magro y también en la distribución de las principales fosas terciarias. Las principales direcciones de acortamiento serian de edad preoligocena para la dirección NW-SE, finioligocena (fase principal ibérica) para la dirección NE-SW, intramiocena (fases Béticas) para la dirección E-W.
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| Figura nº 73: Principales alineaciones de los afloramientos del Keuper en la Provincia de Valencia (Fuente: IGN). |
La dirección Este-Oeste viene marcada por una serie de discontinuidades que afectan al zócalo hercínico y a la cobertera alpina del sector y vienen marcadas por diapirismo en los materiales triásicos, la torsión en la dirección de los pliegues como en el caso de Vilargordo del Cabriel, la red de fracturas neógenas y la morfología de la actual red fluvial. Tanto la dirección Este-Oeste como la Norte-Sur debieron ocurrir durante la fase tectónica compresiva principal del Oligoceno y marcaron el inicio de la actividad diapirica que continuo y se desarrollo durante los episodios distensivos neógenos.
La extraordinaria anchura de algunos afloramientos diapíricos (10 kms en Cofrentes) puede ser debida al desplazamiento y rotación relativa de los bloques formados por la compartimentación de la cobertera mesozoica en polígonos inducida por las fracturas del zócalo durante la distensión miocena, en un movimiento favorecido por la plasticidad del Keuper.
Los materiales terciarios mas antiguos situados encima del Keuper (Landete) corresponden al Oligoceno terminal-Mioceno basal que están verticalizados en su contacto con el Keuper al contrario que el resto de los materiales del Mioceno que están subhorizontales, lo que parece indicar que la actividad extrusiva principal en la Cordillera Ibérica ocurrió entre el comienzo de la fase principal del compresión del Oligoceno y el final de la compresión en el Mioceno superior temprano, aunque localmente pueden ser posteriores como en el Diapiro de Jaraguas donde están afectados niveles del Turoliense Superior (Mioceno tardio).
En la zona de Villargordo del Cabriel tenemos dos tipos de extrusiones diapíricas: el Keuper de Villargordo del Cabriel, que se corresponde a una gran afloramiento de materiales del Triásico Superior en facies Keuper, situados en una depresión rellena de sedimentos neógenos postorogénicos, que aparecen intensamente plegados formando largos y estrechos pliegues anticlinales y sinclinales muy visibles en la zona de las Salinas de Los Llanos de Villargordo. Estos pliegues llevan una dirección NW-SE, típicamente ibérica y, como ya de ha mencionado, corresponderían a pliegues parásitos de una estructura anticlinal mucho mayor
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| Figura nº 74: Mapa geológico de la zona de Villargordo del Cabriel (F. Ortí). |
En cambio en Jaraguas el Keuper se encuentra en un afloramiento circular que correspondería a la cúpula de un diapiro que ha perforado la cobertera terciaria. En este caso el diapiro no forma una montaña como en otros lugares (Pinoso, Añana, …) sino que da lugar a una pequeña depresión en el terreno debida al hundimiento del mismo por causa del lavado de las evaporitas.
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| Figura nº 75: Esquema mostrando los principales tipos de diarios. Hay dos tipos: (a) diapiros alargados entre los que se encuentran los muros de sal (salt walls) y los anticlinales salinos (salt anticline) como es el caso de Villargordo del Cabriel y (b) los diapiros tipo salt stock, en forma de bulbo (casos de Pinoso y Jaraguas. |
MINERALES DEL KEUPER:
Es curioso que los minerales mas característicos del Triásico Superior ,en facies Keuper, presenten nombres relacionados con España: por una parte los cuarzos autígenos bipiramidados de color rojo oscuro (sangre) denominados como “Jacintos de Compostela” en relación con Santiago de Compostela, los carbonatos de Ca speudohexagonales denominados “Aragonitos” en relación con la localidad de Molina de Aragón (Guadalajara) y las dolomitas rómbicas denominadas “Teruelitas” por su relación con la localidad de Teruel. En España estos minerales exclusivamente aparecen ligados a las facies evaporíticas del Keuper extendiéndose por toda la parte oriental de la Península Ibérica. En la siguiente fisura se resume de una manera gráfica la paragénesis mineral del Keuper:
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| Paragénesis típica del Keuper. (1) Anhidrita. (2) Maclas de yeso en punta de flecha. (3) Yeso en rosa del desierto. (4) Yeso hematoideo con jacintos. (5) Placa de cuarzos bipiramidados. (6) Jacintos de Compostela. (7) Bola de Chella. (8) Maclas seudohexagonales de cristales de aragonito. (9) Piña de aragonitos. (10) Teruelitas. (11) Cristales de pirita. |
YESO.
El yeso (del latín gypsum) es una roca sedimentario de origen químico, del grupo de los sulfatos, siendo su formula química CaSO4.2H2O. Es un mineral muy común y abundante en la naturaleza. El yeso cristaliza en el sistema monoclínico con un hábitos prismáticos, tabulares (lapis specularis) o rómbicos, muchas veces con una típica macla en forma de punta de flecha.
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| Figura nº 76: Cristales de yesos en macla "Punta de Flecha". Neógeno de Alfarp (Valencia) |
Normalmente es incoloro, blanco o translucido pero puede presentar una amplia gama de colores según sus inclusiones. Su brillo es vítreo. Si es fácilmente exfoliable se le conoce como selenita y si es sacaroideo y translucido como alabastro. Es un mineral blando (dureza Mohs: 1,5 – 2) frágil con fractura concoidea con una densidad de 2,31-2,33 g/cm3. Es soluble en agua.
El yeso, en su acepción bien como mineral individual o bien como grandes depósitos sedimentarios, es uno compuestos químicos más abundante en la naturaleza. Normalmente se forma a partir de la precipitación desde soluciones acuosas muy concentradas o “salmueras” de cristales de sulfato cálcico dihidratado, de formula: S04Ca.2H2O. El yeso cristaliza en el sistema monoclínico y tanto la morfología como el tamaño de los cristales presentan una amplia variedad dependiendo de las condiciones y ambientes de formación.
Muy frecuentemente el yeso aparece con intercalaciones de arcillas, carbonatos (casi siempre dolomita), sílex, y sobre todo con otros minerales evaporíticos tales como haluros (halita, silvina, carnalita), otros sulfatos sódicos como la forma no hidratada del sulfato cálcico, la anhidrita de la que posteriormente hablaremos. La viabilidad de una explotación de yesos dependerá de la presencia, en mayor o menor proporción, de estas sustancias que condicionan la calidad de los mismos.
El yeso mineral tiene una amplia variedad de estructuras y texturas, siendo los tipos más comunes los yesos macrocristalinos o seleníticos, los yesos laminados formados por microcristales y los yesos nodulares, reconocidos en muchos casos como yesos alabastrinos. Otras variedades, localmente importantes, son el yeso fibroso, los agregados de yeso lenticular, las acumulaciones de yeso que mimetizan estructuras orgánicas previas (con frecuencia estromatolitos), etc..
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| Figura nº 77: Yeso fibroso. Burdigaliense de Orxeta (Alicante) |
Los yesos macrocristalinos presentan morfologías que pueden ser muy variadas, como las denominadas “cola de golondrina”, “espejuelo”, etc.). Usualmente se presentan como maclas de cristales que pueden llegar a alcanzar grandes longitudes y espectacularidad. Los agregados cristalinos caóticos pueden ser debidos a la recristalización por hidratación de sulfatos cálcicos previos (anhidritas). Los yesos laminados están formados por agregados de cristales muy finos, bien con formas irregulares o bien con morfologías de lentículas o láminas. Los nódulos de yeso son cuerpos generalmente compactos, con tamaños que abarcan desde unos centímetros varios metros. Presentan típicamente un color blanco o amarillento y, en detalle, están formados por un agregado de microcristales interpenetrados. La pureza de los nódulos individuales suele ser muy elevada, y generalmente aparecen en alternancias con proporciones variables de arcillas, margas o carbonatos.
El espesor y extensión superficial de los depósitos yesíferos son altamente variables y en España existen formaciones yesíferas que alcanzan centenares de metros de espesor y pueden ser seguidas lateralmente a lo largo de cientos de kilómetros como los depósitos yesíferos de la Cuenca del Tajo y la Cuenca del Ebro. Las grandes formaciones yesíferas aparecen, preferentemente en formaciones mesozoicas y terciarias. Los depósitos yesíferos terciarios se presentan generalmente como formaciones estratificadas en cambio, los depósitos triásicos, muy frecuentes en el Levante Español, se presentan casi siempre como masas desordenadas muy afectadas por fenómenos diapíricos y halocinéticos.
El origen de los yesos ha sido muy investigado y discutido, pero el descubrimiento de los ambientes de llanuras costeras evaporíticas (sahkhas, en árabe) extendidas a lo largo de las orillas del Golfo Pérsico arrojo mucha luz sobre las condiciones de formación de los depósitos de sulfatos cálcicos.
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| Figura nº 78: Bloque diagrama de una llanura de barro evaporítica con desarrollo de sabkhas arcillosas. (Orti et al.) |
En estas áridas regiones, sometidas a intensa insolación, el agua de mar que queda empapando los sedimentos que llegan a cubrir amplias zonas de más de 150 km de largo por varias decenas de kilómetros de ancho, sufre un intenso proceso de evaporación que da lugar a la precipitación del yeso y/ o anhidrita que forman gruesos depósitos de sulfato cálcico nodular o laminado.
Condiciones similares también se dan en otras zonas costeras del Mar Mediterráneo (Túnez, Egipto) así como en el Caribe (Méjico o Tejas). Las lagunas costeras saladas de muchas partes del mundo (oeste de Australia, salinas en el sur de Francia y este de España, entre otras) permiten observar el crecimiento de cristales de yeso, bien en forma de grandes cristales seleníticos o como yeso laminado, proporcionando un modelo de sedimentación actual para este tipo de depósitos reconocibles en formaciones geológicas antiguas. En este tipo de ambiente, los cristales pueden crecer a partir del fondo de las lagunas hacia arriba o bien formarse en la superficie de la salmuera y caer posteriormente por su peso hacia el fondo donde se acumulan.
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| Figura nº 79: Yesos masivos bandeados con cristales porfiroblásticos de cristales de yeso negro (Localidad: Manuel; Valencia) |
Además de estos ambientes de formación de yesos que se reconocen siempre en zonas de margen de mares actuales, el yeso precipita también en áreas continentales, esencialmente en lagos salinos de dimensiones que pueden variar desde pequeñas charcas hasta extensiones de cientos de miles de km2. En estos lagos el yeso, y ocasionalmente la anhidrita, se forman de manera similar a lo descrito para los ambientes marinos, esto es: creciendo como nódulos dentro del sedimento en los márgenes del lago o bien como cristales que crecen y/ o se acumulan sobre el fondo del cuerpo de agua lacustre. Según sea la composición de estas aguas salinas continentales (altamente variable en comparación con la del agua del mar, que es fija), el sulfato cálcico se acumula acompañado o interstratificado con otras sales (halita, sulfatos sódicos, etc ...) que pueden suponer una cierta complejidad en las características finales de los yacimientos de yeso.
El conocimiento de estos sistemas lacustres actuales donde se forma yeso es de especial importancia para la investigación de los depósitos yesíferos en amplias zonas de la geografía española ocupadas por las cuencas continentales desarrolladas durante el Terciario, tal como las cuencas del Ebro, Tajo, Duero y otras menores (Calatayud-Teruel, Guadix-Baza, Hellín).
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| Figura nº 80: Ambientes sedimentarios de llanura de fango con precipitación de anhidritas y yesos. |
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| Figura nº 81: Ciclo de la Anhidrita. |
Es por ello normal que, en los sondeos profundos, sea la anhidrita el tipo usual de sulfato cálcico que se encuentra. Cuando los depósitos de sulfatos cálcicos que han alcanzado cierta profundidad se exhuman, la anhidrita, en contacto con las aguas meteóricas, vuelve a hidratarse dando lugar a yeso que, en este caso, se denomina secundario y presenta formas cristalinas diferentes a las de la anhidrita y a las del yeso primigenio.
Por lo tanto, la formación de sulfato cálcico en la naturaleza tiene lugar bajo condiciones ambientales muy variadas y que la tipología de este material puede ser muy amplia en función de sus morfologías iniciales y de los procesos posteriores que hayan podido sufrir, fenómenos a los que no son ajenos los yacimientos españoles.
Los yacimientos españoles de yesos están localizados fundamentalmente en la mitad oriental de la Península. Se trata de yesos mesozoicos y terciarios, de los primeros destacan sobremanera los pertenecientes al Triásico superior (facies Keuper) de la Cordillera Ibérica ya que son los más importantes por calidad y reservas, especialmente en las zonas de Segorbe (Castellón), Tuejar, Chiva, Cofrentes, Llosa de Ranes (Valencia), Almansa y Hellín (Albacete), Elda, Villena y Agot (Alicante). De los segundos los más importantes son los correspondientes al Oligoceno y al Mioceno. En el Oligoceno hay yacimientos de la Meseta Sur (Madrid (Venturada-Torrelaguna), Cuenca y Guadalajara), en Navarra (Puente de la Reina, Lerín, Falce y Monteagudo) y en Aragón (límite entre Zaragoza y Teruel y Tamarite de Litera en Huesca). En el Mioceno, que representa otra de las mayores reservas del país, son mencionables los yacimientos de la Meseta Norte en Iscar (Valladolid), Torquemada (Falencia), Cerezo de Rio Tirón (Burgos) y Lacera (Zaragoza), los yacimientos de la Cuenca del Tajo (Madrid y Toledo) los de Barcelona y los de Alicante (San Miguel de Salinas y Benejuzar). A estos últimos se añade, destacando por su volumen, los yesos que aparecen en la Cuenca de Sorbas (Almería), de edad Mioceno Superior (Messiniense). El espesor de yeso en estos yacimientos supera los 100 m, de los cuales se explotan en la actualidad los 20 metros superiores.
Tal como demuestran las investigaciones mineras (IGME) los recursos españoles de yesos son prácticamente ilimitados con un volumen de recursos alcanza la impresionante cifra de 60.000 Mt en todo el País y 25 Mm3 en la Comunidad Valenciana.
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| Collaje con yesos de la Comunidad Valenciana: (1) Yesos laminares (K2 deTuris). (2) Yesos masivos metaforizados (Manuel). (3) Yesos negros (Alborache). (4) Yesos rojos (K4 de Chiva). (5) Yeso fibroso de Finestrat. (6) Yesos hematoideos con jacintos (K4 de Turis). (7) Yesos verdes con aragonitos (Camporrobles). (8) Yesos rojos con piñas de aragonitos (Camporrobles). |
ANHIDRITA:
La anhidrita es un sulfato de calcio anhidro (CaSO4), y es tras el yeso (CaSO4·2H2O), el sulfato más abundante en la corteza terrestre (Deer et al., 1996). Su composición química presenta las siguientes concentraciones un 59% de sulfato y un 30% de óxido de calcio y las siguientes características físicas con una densidad de 3.90 g/cm3 y una dureza de 3,5 (blando), es frágil y de fractura concoidea. Es un mineral incoloro, azulado, violeta o blanco rosado.
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| Figura nº 83: Anhidrita laminada (Soneja; Castellón) |
La anhidrita cristaliza en el sistema ortorrómbico presentándose compacta como un mármol de color azul pálido o también granular o fibroso. Cuando se expone a la acción del agua, la anhidrita la absorbe y se transforma en sulfato de calcio hidratado o yeso, de formula (CaSO4•2H2O), aumentando su volumen. Este fenómeno es el causante de que el yeso aparezca principalmente en sedimentos actuales someros, mientras que la anhidrita se encuentra, en la mayoría de los casos, ligada a depósitos antiguos y a mayor profundidad y suele encontrarse en sondeos profundos. Parece claro que la relación que existe entre yeso y anhidrita en los sedimentos deriva de la existencia de un ciclo diagenético en el cual, tras la formación de yeso en superficie se produce su enterramiento y la formación de anhidrita como consecuencia de una rápida deshidratación.
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| Figura nº 84.Ciclo yeso - anhidrita. |
El yeso, formado en superficie, puede comenzar a deshidratarse a aproximadamente 600 metros de profundidad y transformarse en anhidrita. Este proceso puede invertirse si el mineral sufre una disminución de la profundidad y las aguas subterráneas rehidratan la anhidrita.
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| Figura 85: Anhidrita blanca (Cantera de Soneja-Sot de Ferrer (Castellón). |
En la siguiente figura (F.Ortí & L. Rossel, 1981) se puede ver, en la parte superior, la relación volumétrica molar en la transformación en profundidad del yeso en anhidrita. Esta relación es de 163 a 100 y ocasiona una liberación de 78 volúmenes de agua. En la parte inferior del dibujo se puede ver como la liberación de los 78 volúmenes de agua suponen una reducción del 63 volúmenes debida a la reabsorción volumétrica ocasionada por la presión litostática.
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| Figura nº 86: Relaciones volumétricas en la transformación yeso-anhidrita. |
En el registro geológico se encuentran numerosas evidencias del reemplazamiento de yeso por anhidrita. Sin embargo, también hay registros muy relevantes de anhidrita formada recientemente que no se pueden interpretar como relacionados con procesos de enterramiento. En ellos, la anhidrita tendría un origen primario y se habría formado por precipitación directa en condiciones de estabilidad de yeso como consecuencia de características específicas del medio de deposición.
Ambiente de formación:
En el contexto de los ambientes superficiales y sub-superficiales, la anhidrita puede encontrarse, junto con el yeso, tanto en ambientes sedimentarios subacuosos, someros y profundos, como en ambientes subaéreos, en salinas o en depósitos tipo sabkha.
La mayor parte de la anhidrita tiene un origen sedimentario acumulándose en los depósitos evaporíticos, donde se forma a partir de disoluciones acuosas de sulfato de calcio con un exceso de sodio o de potasio, siempre que la temperatura supere los 40 °C y generalmente en depósitos sedimentarios áridos de alta salinidad (sabkha). La anhidrita se puede depositar de manera simultánea con el yeso y en el mismo yacimiento.
La formación de minerales en el suelo está controlada por los elementos presentes, su concentración, así como las condiciones químicas y ambientales del suelo. En la región costera del Emirato de Abu Dhabi, se ha comprobado como elementos derivados de componentes minerales solubles de depósitos terciarios subyacentes a la sabkha, que se encuentran en solución en el suelo junto a los procedentes de la intrusión de agua de mar en laguna o del flujo superficial. Estos minerales se concentran a través de la evaporación en la zona vadosa del suelo.
Los minerales más estables, como carbonatos de calcio, se depositan los primeros, luego precipitan los minerales de sulfato, ya sea yeso o anhidrita. Parece que la formación de anhidrita en estos suelos ocurre principalmente por neoformación bajo condiciones extremas de salinidad y temperatura. Estas condiciones comúnmente tienen lugar en la zona capilar por encima del nivel freático, donde las sales se han concentrado por un proceso denominado “bombeo evaporativo”. La anhidrita también está presente en horizontes por debajo y por encima de esta zona de máxima concentración, lo que sugiere que la formación de anhidrita fluctúa un poco dentro del perfil, probablemente debido a los cambios de profundidad o temperatura del nivel freático. La anhidrita aparece inicialmente formando nódulos que luego se unen en capas o en un mosaico de anhidrita.
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| Figura nº 87 |
Las zonas de máxima concentración de anhidrita aparecen en los horizontes subsuperficiales situados por encima del nivel freático, lo que sugiere que el ascenso capilar y la evaporación de las aguas subterráneas ocasionan la concentración de sales y formación de anhidrita en estas condiciones ambientales.
Aunque existan fases iniciales de yeso, la anhidritización en el ambiente oxidante sabkha lleva, por lo general, a una precipitación final intrasedimentaria de CaSO4 muy superior a la de partida y en un sistema totalmente abierto tanto hidráulica como hidroquímicamente. En tal sistema anhidritizante se produce una rápida compactación de los nódulos en condiciones semifluidales de la anhidrita, por lo que se da un importante reajuste progresivo de sus fábricas cristalinas (F. Ortí & L. Rossel, 1981).
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| Figura nº 88. |
Se pueden diferenciar tres tipos de anhidritas: estratificada, en poros y de remplazamiento. La anhidrita estratificada seria la anhidrita primaria, cuando se presentan laminadas junto a yeso también laminado representan la precipitación y sedimentación desde una masa de agua quieta, formándose una fábrica de cristales tabulares y aciculares trabados de aspecto granular o masivo de color translucido a opaco blancuzco o coloreado por impurezas. Las anhidritas nodulares o enterolíticas presentan una fábrica de cristales orientados subparalelamente a la superficie del nódulo. La anhidrita de relleno poroso se forma en espacios existentes en los sedimentos y suelen ser de gran pureza. Las anhidritas de reemplazamiento crecen dentro de las rocas ocupando el espacio de otros minerales.
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| Figura nº 89: Detalle de la textura granular de una anhidrita (Localidad: Soneja). |
La anhidrita es un mineral de gran importancia en el contexto de los procesos industriales. Aproximadamente un 75% de la producción mundial de anhidrita se emplea como componente en la fabricación de materiales de construcción, principalmente en la fabricación del cemento, al que se adiciona para acelerar el proceso de hidratación y reducir el tiempo de preparación, así como para disminuir las emisiones de CO2 a la atmósfera. El 15 % restante se distribuye entre la industria de los fertilizantes, como aditivo en la manufactura de pinturas, papel y plástico y en la industria química, que utiliza este mineral como base en la producción de ácido sulfúrico (H2SO4) y sulfato amónico ((NH4)2SO4).
En el siguiente gráfico se puede ver una columna esquemática con las principales unidades evaporíticas del Triásico superior levantino:
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| Figura nº 90: Series evaporiticas y halosecuencias en el Triásico Levantino. |
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| Figura nº 91 |
HALITA.
La halita (del griego hals y lithos: sal de piedra) también conocida con sal gema o sal de roca es la forma natural del cloruro de sodio (NaCl) es una roca sedimentaria de naturaleza evaporítica. Se trata de un mineral de la clase de los haluros. Es un mineral incoloro o blanco, salvo si presenta impurezas, de raya blanca y brillo vítreo que cristaliza en el sistema cubico. Tiene una dureza de 2.5 (blando), un peso especifico de 2,2 a 2,1 y una densidad de 2,165 gr/l (ligero). Tiene un sabor salado y es soluble en agua. Se presenta asociada a otros haluros como la silvina (KCl) de sabor amargo y la carnalina (KCl.MgCl2.6H2O) de sabor picante. En la siguiente imagen (Jesús Mateo Sauquillo) se pueden ver unos cristales cúbicos e hialinos de Halita de la Mina de La Pesquera (Cuenca).
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| Figura nº 92: Cristales cúbicos e hialinos de halita (La Pesquera; Cuenca) |
Minas de este mineral hay en Minglanilla (Cuenca) donde la Halita se encuentra en las facies Keuper (Barranco Salado) formadas por arcillas abigarradas con yesos rojos, aragonitos y jacintos de Compostela. En el interior de la mina la halita se dispone en capas subhorizontales. La explotación de estas minas comenzó con los romanos y perduro hasta el siglo XX. La explotación se realizaba por el método de cámaras y pilares y la mina contaba con los pozos uno de ellos equipado con una escalera de caracol para acceso del personal y el pozo principal de extracción equipado con un torno. La halita, de color blanco, llega a aflorar en superficie.
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| Figura nº 93: Fotografía histórica de las Minas de sal de Minglanilla. |
En Villargordo del Cabriel la halita aparece como flores de cristal en las piletas de evaporación o en el barranco. Estas flores están formadas por pequeños agregados de cristales cúbicos:
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| Figura nº 94: Pequeños agregados de cristales cúbicos de halita precipitados de una salmuera (Localidad: salinas de Villargordo del Cabriel). |
Su principal ambiente de formación es en un medio de tipo evaporítico, en lagos o estanques salados, donde precipita por evaporación, en un clima cálido y seco, de aguas marinas con circulación restringida y generalmente una alta concentración en sulfatos y cloruros. Del mismo modo pueden formarse en ambientes continentales. Normalmente la halita va asociado a yeso y anhidrita y en ocasiones a dolomitas.
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| Figura nº 95: Bloque diagrama medios evaporíticos. |
JACINTOS DE COMPOSTELA.
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| Figura nº 96: Jacintos hematoideos. |
Los jacintos son cristales de cuarzo, son tectosilicatos de formula Si02, muy duros (7) con una densidad de 2,65 g/cm3, frágil y de fractura concoidea, de brillo vítreo y raya blanca. A baja temperatura cristaliza en el sistema trigonal y a alta temperatura en el hexagonal, siendo su hábito común el prismático hexagonal bipiramidado.
Es una piedra semipreciosa, muy abundante en todo el Levante de la Península Ibérica, se trata de cuarzos idiomorfos que destacan por su tonalidad rojiza mas o menos oscura aunque también son muy abundantes los cristales de color blanco y rosado. Es muy frecuente encontrarlos implantados en los yesos rojos de la Unidad K4 (Fm. Arcillas yesíferas de Quesa) y también en las arcillas rojas de esta misma formación.
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| Figura nº 97: Yesos hematoideos con jacintos (Localidad: Turis) |
Los cuarzos idiomorfos blancos abundan en los yesos nodulares blancos de Unidad K4 (Fm. Arcillas yesíferas de Quesa). También se menciona su existencia en otras formaciones del Grupo Valencia (K1, K2, K3 y K5) e incluso en las margas evaporíticas del Muschelkalk medio (M2) y en la Facies Röt. En la Formación Arcillas y yesos del Mas del Muscheskalk medio aparecen en facies keuperoide y suelen ser cuarzo bipiramidados de color preferentemente blanco.
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| Figura nº 98: Yesos blancos con jacintos del mismo color. (Localidad: Turis; Valencia) |
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| Figura nº 99: Jacinto grande. |
Son muy abundantes las inclusiones de yesos y anhidritas, casi siempre hacia el centro del cristal y mas raras las de calcita y dolomita. Son frecuentes las inclusiones de pequeños cristales de cuarzo dentro de otros mayores.
Son cuarzos autígenos y singenéticos que cristalizan en el sistema trigonal o romboédrico (clase trigonal trapezoédrica). Los jacintos pueden presentarse como cristales simples, cristales deformados y agregados de cristales, con formas de cuarzos romboédricos o speudocúbicos, cuarzos bipiramidados y cuarzos prismáticos, hay toda una serie evolutiva desde las formas pseudocúbicas a a las formas bipiramidales. Además de estas formas son comunes los cuarzos deformados (comprimidos, bisalternos, basoides, esfaloide, pico de clarinete con todos las formas posibles de transición entre unos y otros.
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| Figura nº 100: Variedad de tamaños de Jacintos de Compostela triásicos. |
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| Figura nº 101: Bola de Chella. |
Los jacintos de Compostela típicos son de color rojo oscuro mate (sangre) o color rojo rosado, aunque también los hay translucidos, blancos lechosos, amarillos, pardos, negros,… normalmente del mismo color que la roca que los contiene y que condicionan las inclusiones que definen el color del cristal. Algunos cristales presentan enturbiamento debido a inclusiones y también zonas o bandas de diferentes colores (jacintos bicolor).
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| Figura nº 102: Cuarzos bipiramidados de tonos claros. Trías de Valencia. |
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| Figura nº 103: Cuarzos ahumados |
En algunos cristales pueden presentarse burbujas que dan tonalidades lechosas. También pueden presentarse cristales de cuarzo creciendo dentro de los jacintos y fantasmas de crecimiento junto a bandeados, zonaciones, etc… .
Una facies muy característica del K2 y K3 la constituyen unos delgados niveles (5-10 cm) de acumulación de pequeños cristales de pocos milímetros de longitud, de colores blancos y/o rojizos en una matriz silícea. La presencia de estructuras sedimentarias (laminaciones cruzadas) son indicativas del origen sedimentario de estos niveles.
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| Figura nº 104: Nivel de acumulación de pequeños cuarzos bipiramidados en arcillas rojas presentado laminación cruzada en surco. Nivel de tormenta. Localidad: Alborache. |
Estas acumulaciones están formadas por cristales ideomorfos lo que indicaría un rápido lavado de los cristales y un transporte muy corto, como podría suceder durante una tormenta o un corto periodo de intensas lluvias.
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| Figura nº 105: Fotografía de detalle del nivel anterior se observa gran cantidad de pequeños (0,5 cm) cuarzos bipiramidados de colores claros, aunque también hay cuarzos rojos, en una matriz arenosa con cemento silicio. |
También pueden aparecer nódulos silicios que en su interior presentan cristalizaciones de cuarzo blanco:
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| Figura nº 106: Nódulo rojizo de sílice con cristales de cuarzo blanco en su interior. |
TERUELITAS.
Son junto a los aragonitos los minerales autígenos carbonatados mas propios del Keuper levantino. Las teruelitas son un tipo de dolomitas muy frecuentes en el Keuper en las unidades K1, K2 y K4. Comúnmente aparecen asociadas a costras limoníticas y carbonatadas siendo en estas ultimas de hábitos alargados
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| Figura nº 107: Teruelitas en una placa de areniscas blancas (K2 de Gestalgar; Valencia) |
Del grupo de los minerales carbonatados su formula es CaMg (CO3)2 y cristaliza en el sistema romboédrico (cristales romboedricos) de color gris o negro y brillo vitreo y dureza 3,5 (blando) y exfoliable.
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| Figura nº 108: Teruelitas del K4 de Chiva (Valencia). |
En el Keuper también es frecuente encontrar placas limoníticas con moldes de teruelitas y otros minerales evaporíticos (halitas) que son la evolución lateral de suelos lateríticos.
ARAGONITOS.
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| Figura nº 109: Piña de aragonitos. |
El aragonito cuyo nombre procede de la primera localidad en que fue descrito: Molina de Aragón, es una variedad polimórfica del carbonato de calcio diferenciandose de la calcita en su formas cristalinas. El aragonito se puede formar a tempostarura ambiente siendo un componente muy común de los espeleotemas (estalagtitas y estalagmitas) y en las conchas de los moluscos, su composición esta formada por un 56% óxido de calcio y de un 44% de óxido de carbono. Este mineral se forma cuando el carbonato de calcio (Ca CO3) cristaliza en el sistema ortorombico (clase bipiramidal rómbica) y se distingue de la calcita porque esta cristaliza en el sistema romboedrico.
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| Figura 110: macla aragonito. |
Las maclas son agregados cristalinos formados por dos o mas cristales del mismo mineral cuyas posiciones están bien determinadas son constantes y definibles cristalográficamente.Se forman cuando dos o mas minerales o cristales crecen conjuntamente de forma simétrica. El aragonito presenta una macla multiple o compuesta, de tipo ciclico o mimético, formada por varios individuos o cristales maclados que aparentan una simetría mas elevada (pseudohexagonal).
En el siguiente collaje se pueden apreciar un conjunto de aragonitos del Barranco de la Ternazga (Camporrobles) y de Jaraguas:
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| Figura nº 111: Collage de Aragonitos. 1: Yacimiento del Barranco de la Ternazga. 2. Agregados (piñas) de maclas de aragonitos en matriz de yeso (Camporrobles). 3. Maclas de aragonitos cruzadas (Jaraguas). 4. Macla de aragonito de gran tamaño (Jaraguas). 5. Agregado de aragonitos (Camporrobles). 6. Macla de aragonito de color violáceo (Camporrobles). 7. Aragonito de color verdoso en matriz de yeso del mismo color (Camporrobles). 8. Conjunto de maclas de aragonitos de Camporrobles (Valencia). |
M.J. Herrero et al. en un reciente trabajo (2.020) describen el origen del cuarzo bipiramidal típico de la unidad K4 de la facies de Keuper en la Cuenca Ibérica y también de los cristales pseudohexagonales de aragonito que aparecen en estas mismas facies. La presencia de aragonito parece estar relacionada con ambientes de lagunas salinas donde se originaron minerales arcillosos ricos en Mg. Alrededor del 80% de los afloramientos de cristales de aragonito se concentran en tres áreas y su aparición define una lineación de NO a SE desde el centro-norte de España hasta el este de la Península Ibérica. Estas tres áreas coinciden con la ubicación de materiales volcánicos que corresponden a un episodio magmático pre-Hettangiense coetáneo al segundo período de intensa actividad magmática sinrift en la Cuenca Ibérica.
La
aparición de aragonito también coincide con un conjunto de fallas normales del Jurásico
medio a superior (154–144 Ma). Estas fallas fueron el resultado de un episodio
extensional tectónico que ocurrió en el mismo intervalo de tiempo que un importante
evento hidrotermal (150 Ma) definido en el Sistema Central Ibérico Oriental,
justo al oeste de la Cuenca Ibérica. Este evento hidrotermal fue causado por
fluidos que circulaban dentro de células convectivas a escala regional. Estos fluidos
se movían a lo largo de las fallas del Jurásico medio a superior y se mezclaban
con las salmueras que percolaban hacia abajo. La mezcla de estos fluidos a través
de la unidad K4 del Keuper produjo la transformación de la esmectita rica en Mg
en corrensita y condujo a la precipitación del aragonito, los análisis de inclusiones
de fluidos en los aragonitos han permitido determinar las temperaturas de formación que oscilan
entre 160 y 260 °C.
Dentro de las sucesiones del Triásico Superior en la Cuenca Ibérica (España), la aparición tanto de cristales de cuarzo bipiramidales idiomórficos como de cristales de aragonito pseudohexagonal está relacionada con secuencias compuestas por lutitas y evaporitas. Los cristales de cuarzo bipiramidales-euédricos aparecen comúnmente en extensas superficies. Los cristales de aragonito pseudohexagonal se encuentran en tres sitios principales de la Cordillera Ibérica y son constituyentes comunes de depósitos de edad Triásico en Francia, Italia y Marruecos.
Los análisis
petrográficos y de microscopía electrónica de barrido (SEM) permiten separar
una parte interna de cristales de cuarzo con abundantes inclusiones de anhidrita
y materia orgánica. Esta parte interna de los cristales resultó de la recristalización
cerca de la superficie (silicificación) de un nódulo de anhidrita, a temperaturas
de 40 °C. Los espectros Raman revelan la existencia de moganita y polihalita,
lo que refuerza el carácter evaporítico del ambiente depositacional original.
La zona externa del cuarzo no contiene anhidrita ni inclusiones orgánicas ni
signos de evaporitas en los espectros Raman, interpretándose como
sobrecrecimientos de cuarzo formados durante el enterramiento, a temperaturas entre
80 y 90 °C.
Por su parte, el aragonito que aparece en los mismos yacimientos de Keuper se formaría durante el Calloviense, como el resultado de la mezcla de fluidos hidrotermales con aguas infiltradas de origen marino, a temperaturas que oscilan entre 160 y 260 °C según análisis de las inclusiones de fluidos.
Los
cristales de aragonito eran comúnmente corrensitas envolventes, pero también
cristales de cuarzo euédricos, lo que sugiere una relación temporal. Por lo
tanto, el cuarzo bipiramidal resultó de un reemplazo mineral evaporítico diagenético
temprano por sílice, a temperaturas inferiores a 40 °C y, más tarde, se formaron
sobrecrecimientos de cuarzo mesodiagenético a temperaturas entre 80 y 100 °C.
Ambas fases de cuarzo se formaron durante el período de ruptura del Triásico
Superior. Por otro lado, el aragonito se precipitó 40 Ma más tarde durante el
Calloviense, como resultado de la mezcla de fluidos hidrotermales con aguas marinas
infiltradas a temperaturas que oscilan entre 160 y 260 °C. El cuarzo euédrico,
en forma de cristales individuales biterminados, aparece a lo largo de los
depósitos de sabkha (K4) que contienen evaporitas del Triásico Superior en la
Cuenca Ibérica.
Los
análisis de espectros de microscopía óptica, SEM, microsonda, SEM-CL, XRD y
Raman realizados en los cristales de cuarzo bipiramidales revelaron diferencias
en la formación entre la parte interna y externa de los cristales. La parte
interna de los cristales de cuarzo resultó de un reemplazo de nódulos de anhidrita
que se formaron en un ambiente de sabkha. Las aguas meteóricas enjuagaron
repetidamente los depósitos de sabkha y disolvieron algunos de los minerales
evaporíticos, produciendo espacios porosos relativamente grandes en los que
precipitó sílice. Los contenidos ricos en materia orgánica y la acción de bacterias
sulfatorreductoras que transformaban parte de los sulfatos en sulfuros produjeron
variaciones de pH que favorecieron la precipitación de sílice. El reemplazo de
las evaporitas por cuarzo ocurrió en un enterramiento muy superficial, bajo pH
y temperaturas de menos de 40 °C, poco después de la deposición. La materia
orgánica que quedó en las inclusiones se transformó con el enterramiento y generó
ácidos orgánicos que produjeron la disolución del nódulo silíceo. Esta sílice movilizada
orgánicamente finalmente precipitó como crecimientos excesivos, a temperaturas
entre 80 y 100 °C, lo que indica que se generó un crecimiento excesivo de
cuarzo durante la mesodiagénesis. El ligero cambio en el contenido de Al2O3
desde el centro hacia la parte exterior del cristal también indica el aumento
de la temperatura de formación.
La
sucesión del Triásico Superior se vio afectada por la reactivación de fracturas
alpinas de rumbo NW-SE durante el Calloviense, 40 Ma después, durante el Jurásico
Medio más alto. Estas fracturas sirvieron como conductos para el fluido
hidrotermal que se mezcló con las aguas marinas infiltradas y produjo
importantes transformaciones de esmectita rica en Mg en corrensita y condujo a
la precipitación del aragonito a temperaturas entre 160 y 260 °C.
RESUMEN:
La excavación realizada por el Río Cabriel en la el relleno mioceno de la Cuenca Cenozoica del Cabriel ha ocasionado, en Villargordo del Cabriel, la exhumación de los terrenos mesozoicos. Los mas antiguos pertenecen al Triásico superior (Keuper) y corresponden a las formaciones del Grupo Valencia definidas por F. Orti en 1973: las Arcillas y yesos de Jarafuel (K1), las Areniscas de Manuel (K2), las Arcillas de Cofrentes (K3), las Arcillas yesíferas de Quesa (K4) y los Yesos de Ayora (K5). Este conjunto aflora en el núcleo de una estructura anticlinal muy replegada. En el núcleo de este anticlinal se encuentra una explotación salinera que fue muy importante en la comarca: las Salinas de Villargordo del Cabriel y cuya estructura (Balsas, eras, canalizaciones, etc...) aun puede verse en la actualidad. A poca distancia se encuentran las Salinas de Jaraguas, mas pequeñas y peor conservadas que las de Villargordo pero con la peculiaridad de que se encuentran en la cúpula de un domo diapírico formado por evaporitas del Keuper que han llegado a la superficie atravesando y deformando los sedimentos postectónicos miocenos que las recubrían.
En el Barranco de la Ternazga (Camporrobles) y en el mismo Diapiro de Jaraguas se encuentra una asociación mineral muy típica del Keuper Levantino compuesta por: yesos, teruelitas, jacintos de Compostela y aragonitos.
Aunque tanto los cristales de aragonito pseudohexagonal como el cuarzo bipiramidal aparecen dentro de la misma sucesión, se formaron en diferentes fases de la evolución diagenética y tectónica de la cuenca: los cristales de cuarzo bipiramidal se formaron en ambientes eo-mesodiagenéticos durante un período de ruptura en el Triásico superior, mientras que el aragonito se formó 40 Ma después como resultado de la circulación de fluidos hidrotermales a través de fallas normales.
SUMMARY.
he excavation carried out by the Cabriel River in the Miocene filling of the Cabriel Cenozoic Basin has caused, in Villargordo del Cabriel, the exhumation of the Mesozoic terrain. The oldest belong to the upper Triassic (Keuper) and correspond to the formations of the Valencia Group defined by F. Orti in 1973: Jarafuel clays and gypsum (K1), Manuel sandstones (K2), Cofrentes clays (K3 ), the Quesa gypsum clays (K4) and the Ayora gypsum (K5). This set outcrops in the core of a highly folded anticline structure. At the core of this anticline is a salt mine that was very important in the region: the Salinas de Villargordo del Cabriel and whose structure (rafts, eras, pipes, etc...) can still be seen today. A short distance away are the Salinas de Jaraguas, smaller and worse preserved than those of Villargordo but with the peculiarity that they are located in the dome of a diapiric dome formed by evaporites from the Keuper that have reached the surface by breaking through and deforming the sediments. Miocene postectonics that covered them.
In the Barranco de la Ternazga (Camporrobles) and in the Diapiro de Jaraguas itself there is a very typical mineral association of the Levantine Keuper made up of: gypsum, Compostela hyacinths and aragonites.
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