El Acueducto Romano de Peña Cortada, recorre los términos municipales de Tuejar, Chelva y de Calles (Comarca de Los Serranos), es una de las rutas senderistas mas conocidas y visitadas de la Provincia de Valencia. Sobre esta ruta, de gran interés arqueológico, hay muchísima información en Internet por lo que en esta entrada me ceñiré exclusivamente a la parte geológica de la misma, ya de por si lo suficientemente interesante para visitar la zona.
En la siguiente figura se puede la situación del Acueducto de Peña Cortada en el mapa topográfico:
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| Figura nº 1: Mapa de situación de Chelva y Calles en la Comarca de Los Serranos. |
A la parte mas interesante de la ruta que discurre por el acueducto se puede acceder desde Chelva o desde Calles, en ambos casos a través de Barranco de Alcotas. Los accesos están bastante bien señalizados y ambos disponen de parking.
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| Figura nº 2: Recorrido del acueducto (en amarillo) en la Rambla de Alcotas. |
El acceso mas utilizado es el que se inicia en Chelva comenzando en una pista de tierra que sale a la altura de la Plaza de Toros y conduce al parking situado, al comienzo de la Ruta, en la misma Rambla de Alcotas.
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| Figura nº 3: Bloque desprendido sobre el canal del acueducto. |
A la ruta se accede por una senda que al principio es algo empinada y presenta algún obstáculo como el de la fotografía de la izquierda, generalmente fácilmente salvable, para a continuación discurrir por una senda llana y en buen estado.
El Acueducto de Peña Cortada forma parte de una gran estructura hidráulica romana de los siglos I a II d.c, que se puede seguir durante 27 kilómetros desde Tuejar a Calles pasando por Domeño y Chelva. Algunos arqueólogos consideran que llegaba a Villar del Arzobispo, otros que llegaba a Liria (EDETA) e incluso hay quien opina que podria llegar hasta Valencia a una distancia de casi 100 kilómetros lo que lo haría el acueducto más largo de España. El canal comienza en una pequeña presa cerca del nacimiento del Rio Tuejar en en Azud de Tuejar y discurre, por un canal tallado en roca, hacia Chelva donde cruza mediante sendos acueductos los barrancos de El Convento, la Rambla de Alcotas y el Barranco de la Cueva del Gato. En Calles el acueducto atraviesa la Sierra de La Torre del Castro mediante túneles y canales excavados en la roca. A partir de este punto el acueducto aparece muy deteriorado y desaparece al llegar a Losa del Obispo.
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| Figura nº 4: Pilares del acueducto. |
La obra discurre a través de una geología espectacular sobre todo al alcanzar el Macizo jurásico de La Torre del Castro donde la orografía obligo a los ingenieros romanos a diseñar una obra singular para atravesar los profundos barrancos excavados en los blandos terrenos triásicos y duros macizos rocosos jurásicos, dificultades que los ingenieros romanos solucionaron mediante una compleja infraestructura con viaductos, túneles y canales.
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| Figura nº 5: El tajo realizado en el crestón de dolomias masivas para permitir el paso del canal que se puede ver en primer término. Calles (Valencia). |
Antes de describir geológicamente el trazado del acueducto describiré los antecedentes geológicos de la zona por la que discurre el Acueducto.
GEOLOGIA.
Estructuralmente la zona de Chelva se localiza en la parte Suroriental de la Cordillera Ibérica concretamente en el Sector Levantino de la Rama Castellana de esta cordillera.
Prácticamente toda la hoja está configurada tectónicamente en una gran estructura: el Anticlinal o Anticlinorio de Chelva de dirección ibérica NW-SE y por el que discurren los Ríos Turia y Tuejar. Esta estructura tiene un núcleo triásico muy deformado tectónicamente en el que se encuentran materiales del Paleozoico varisco, el Pérmico y la trilogía triásica: Buntsandtein, Muschelkalk y Keuper afectados por numerosas fracturas. En los flancos aflora una potente serie jurásica que abarca desde el Lías al Kimmeridgiense con una disposición tabular afectada por fallas y cabalgamientos.
Los materiales más antiguos que llegan a aflorar en esta zona y de paso en toda la Provincia de Valencia corresponden a rocas del Paleozoico Inferior (Ordovícico) con una edad comprendida entre los 485 y los 445 m.a. Están compuestos por cuarcitas y pizarras ampeliticas negras afectadas por el plegamiento hercínico que han sido descritas con detalle en la entrada correspondiente a Marzo de 2013 (LA TERMINACIÓN SURORIENTAL DE LA ZONA ASTUROCCIDENTAL LEONESA: EL ARRANCO DE ALCOTAS (CHELVA; VALENCIA) en este blog.
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| Figura nº 6: Materiales ordovícicos (lutitas pizarrosas y cuarcitas) intensamente plegados. (Barranco de Altotas; Chelva) |
Discordantes sobre este Paleozoico Inferior se localiza depositos del Paleozoico Superior (Pérmico) constituidos por conglomerados silíceos (pudingas), lutitas rojas y areniscas cuarcíticas correspondientes al ciclo Alpino.
El Pérmico y Triásico de Chelva fue estudiado con detalle por J. López Gómez (1985) quien describió la serie de Mas de Herrero (Chelva) que se resume a continuación:
SERIE DE ALCOTAS:
MURO: Pizarras y cuarcitas del Paleozoico Inferior.
-15,1 m. Conglomerados de cantos de cuarcita (“pudingas”) subredondeados con estratificación cruzada planar y paralela. Intercalaciones métricas de areniscas de color rojizo con cantos aislados y estratificación cruzada planar.
-6.3 m. Areniscas de grano medio a grueso, micáceas, de color rojo y blanco con cantos de cuarzo con cantos aislados. Presentan estratificación cruzada planar o en surco de bajo ángulo y cantos blandos. Este tramo y el anterior corresponderían a la Formación Conglomerados de Boniches.
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| Figura nº 7: Columna de la parte inferior del perfil de Alcotas (Chelva) |
-8,5 m. Limolitas rojas masivas con laminaciones paralelas. Este tramo marcaria el inicio de la Formación Limos y Areniscas de Alcotas.
-8.8 m. Areniscas ocres y rosáceas con granos de Q subredondeados de tamaño medio y micas con estratificación cruzada en surco y cantos de arcillas.
-13,0 m. Limolitas de color rojo, micáceas, con laminaciones paralelas.
-8.9 m. Areniscas cuarzosas de color rojizo de grano medio con “parting lineation” cantos blandos y estratificaciones cruzadas en surco. Interestratos de arcillas centimétricos.
-8.5. Limolitas rojas masivas.
-8.2 m. Areniscas cuarzosas rojizas o rosáceas de grano medio. micáceas, con parting lineation y estratificación cruzada en surco.
-7.5 m. Limolitas rojas masivas.
-8,1 m. Alternancias de limolitas rojas y areniscas rosas con estratificación cruzada en surco. Abundantes micas, óxidos de Fe y restos vegetales inclasificables.
4,3 m. Areniscas cuarzosas de grano medio y color ocre con estratificación cruzada en surco y restos vegetales inclasificables.
-5,0 m. Limolitas rojas.
-2,0 m. Limolitas rojas.
-3.5 m. Areniscas cuarzosas de grano medio y color rosáceo, con estratificación cruzada en surco, ripples y restos vegetales inclasificables.
-2,0 m. Limolitas rojas masivas.
-4,0 m. Conglomerados de cantos de cuarcitas subredondeados (“pudingas”) en bancos métricos con estratificación cruzada planar.
-4,0 m. Limolitas de color rojo.
-9,0 m. Alternancia de limolitas rojas y areniscas cuarzosas rosáceos de grano medio con estratificación cruzada en surco.
-4,0 m. Limolitas de color rojo.
-2,5 m. Areniscas cuarzosas de grano medio, blanquecinas, con estratificación cruzada planar, climbing ripples y cantos blandos.
-8.5 m. Limolitas de color rojo.
-8.2 m. Areniscas cuarzosas de grano medio y color pardo-rosáceo, con estratificaciones cruzadas, ripples y cantos blandos de limolitas rojas.
-3,0 m. Limolitas rojas.
-3,0 m. Areniscas cuarzosas de gramo medio a fino, pardo-rojizas, con estratificación paralela y cruzada planar.
-2,9 m. Limolitas rojas.
-11,0 m. Areniscas cuarzosas de gramo medio, pardo rosáceas, estratificaciones paralelas y cruzadas y cantos de limolitas rojas.
-11.5 m. Limolitas rojas.
-2.9 m. Areniscas cuarzosas rosas.
-4,0 m. Limolitas rojas.
-3.5 m. Areniscas cuarzosas blancas.
-7,0 m. Limolitas rojas.
-3,5 m. Areniscas cuarzosas, rosáceas.
-3,7 m. Limolitas rojas con intercalaciones de areniscas. A partir de este tramo comienza la Formación Areniscas del Cañizar.
-43,1 m. Areniscas rojas, rosas, ocres o pardas con granos de Q de tamaño medio a grueso y de feldespato de grano fino a medio, algunos interestratos centimétricos de arcillas. Estratificaciones cruzadas planares y en surco.
-3,0 m. Tramo tapado.
-24.8 m. Areniscas rojas de cuarzo y feldespatos con estratificaciones cruzadas.
-3 m. Tramo cubierto.
-23.8 m. Areniscas de color rojo y ocre, de granos de cuarzo de tamaño medio a grueso con estratificaciones cruzadas. A techo abundantes óxidos e hidróxidos de Fe y algo de cemento carbonatado.
TECHO; Dolomías arenosas grisáceas con abundante hierro (Muschelkalk).
A continuación se describirán las sucesivas unidades litoestratigraficas que componen la serie del Anticlinal de Chelva:
FORMACIÓN CONGLOMERADOS DE BONICHES.
Esta Unidad se sitúa discordante sobre el Paleozoico o el Pérmico Tempano (Fm. Brechas de Tabarreña), concretamente en Chelva se apoya sobre el Palozoico Inferior, posiblemente Ordovícico. Al constituir el relleno de un abrupto paleorelieve, levantado por la orogenia varisca, el espesor de la Unidad es muy variable, oscilando entre los 300 metros (Henarejos) llegando a casi desaparecer en Olocau (Valencia), en Chelva su espesor es de 20 metros. La Formación se divide en tres miembros o subunidades:
A-Subunidad de Conglomerados Inferiores: Formada por conglomerados silíceos (“pudingas”) clasto-soportados de clastos cuarcíticos subredondeados a subangulosos y heterométricos con marcas de impacto y de disolución por presión y que pueden presentarse imbricados. La matriz es arenosa de grano medio y/o microconglomerática. Se dispone en bancos alargados de varios metros de grosor (2-5 m) separados por areniscas de grosor métrico, los estratos presentan base erosiva y techo plano. Los conglomerados tienen aspecto masivo con morfologías cóncavas, convexas o planares.
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| Figura nº 8: Barras conglomeráticas con estratificación cruzada a gran escala (Boniches) |
El miembro inferior (Conglomerados Inferiores) evoluciona verticalmente desde depósitos masivos en secuencias de disminución del tamaño de grano ascendentes del tipo Gms-Gm-Sh a secuencias de disminución y/o engrosamiento ascendente del tipo Gp-Gt-St-Sh. Estas secuencias se interpretan como de abanico aluvial proximal con paleocorrientes transversales al eje de la cuenca. Evolucionaron de barras longitudinales formadas por láminas de grava difusas que migraban sobre el núcleo de la barra a complejos de barras y canal con depósitos superpuestos de etapas altas y bajas.
B-Subunidad de Conglomerados superiores: Formada por pudingas de clastos cuarcíticos subredondeados y heterométricos con más matriz que la subunidad inferior formada por granos de cuarzo subredondeados y a veces microconglomerática. Se organiza en cuerpos alargados de base erosiva con grosores de 2 a 5 metros y mas arenosos a techo. Las estructuras sedimentarias mas frecuentes son las estratificaciones cruzadas planas y paralelas y en surco en las areniscas.
Son similares a la parte superior de los Conglomerados Inferiores, dominados por secuencias de disminución de grano ascendentes de tipo Gp-Gt-St-Sp-Sh, a veces truncadas y repetidas verticalmente. Se interpretan como barras de canal medio transversales y compuestas y barras de arena de nivel bajo asociadas en ambientes de abanico aluvial medial y distal relacionados con sistemas fluviales trenzados.
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| Figura nº 9: Conglomerados siliceos (pudingas) clastosoportados, mal clasificados. Formación Boniches en su localidad tipo. |
El contenido paleontológico es nulo por lo que la edad se deduce por las dataciones de la Unidad suprayacente, es decir: Pérmico.
FORMACION LUTITAS Y ARENISCAS DE ALCOTAS.
Se sitúa de forma gradual sobre la Unidad infrayacente o discordante sobre el Paleozoico. Es una formación eminentemente siliciclástica que está formada por limolitas y areniscas y su espesor en Chelva (Bco Alcotas) es de 168 metros. Su litología dominante son las lutitas de colores rojos, rosados, pardos, verdes y grises de aspecto masivo, nodular o laminadas con ripples, load cast y grietas de desecación. Las areniscas están compuestas por granos subredondeados de cuarzos y feldespatos (plagioclasa y ortosa) con matriz de arcillas y cemento silíceo y micas. El contenido en hierro puede ser abundante dando un color rojo a las lutitas y areniscas. Presentan estratificaciones cruzadas planares y en surco, laminaciones paralelas, ripples de corriente y cantos blandos de limolitas. Los conglomerados son de clastos cuarcíticos redondeados con matriz de arenas de cuarzo de grano medio presentan formas de lentejones con estratificaciones paralelas, cruzadas (planares y en surco) y superficies de reactivación.
La Formación se divide en tres subunidades o miembros:
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| Figura nº 11: Subdivisión de la Formación Alcotas. |
A-Subunidad inferior de conglomerados y arenas: Con un grosor de 20 a 40 metros esta formado por conglomerados, areniscas y lutitas, siendo estas últimas dominantes, pero con intercalaciones de gruesos (4-6 m) y anchos (95-120 m) cuerpos conglomeráticos o areniscosos de base cóncava y techo plano o irregular y estratificaciones cruzadas en surco, intercalados. La secuencia vertical dominante es del tipo Gt-Gp-Sh-Sr, y tiene superficies laterales de acreción y reactivación que no siempre alcanzan la base del cuerpo. También aparecen cuerpos amalgamados con secuencias elementales Sp-Sh y Gt Sp-St.Las limolitas rojas suelen ser masivas o laminadas con intervalos ondulados. Representan alrededor del 70% del intervalo. La unidad presenta paleosuelos cálcicos que contienen estructuras nodulares y laminares de hasta 20 cm de espesor. La mayoría de los conjuntos de polen y esporas de la edad de Turingiense que se encuentran en las Cordilleras Ibéricas aparecen en esta Subunidad.
La Unidad A se interpreta como depósitos fluviales trenzados en una amplia llanura aluvial de grano fino, con lagos poco profundos semipermanentes y extensas áreas de exposición subaérea donde se desarrollaron suelos calcimorfos. La vegetación era abundante en la Unidad B, cerca de los cauces fluviales donde se encuentran la mayoría de los restos vegetales.
B-Subunidad de arenas y limos: Con un grosor de 40 a 50 metros esta constituida por arenas y lutitas con algún nivel de conglomerado. Las lutitas son dominantes con intercalaciones areniscosas de 0,5 a 5 metros de espesor de bases y techos planos o cóncavos con estratificaciones planas, cruzadas (planares o en surco), ripples de corriente y cantos blandos. También se encuentran bioturbaciones, restos vegetales (raíces y troncos) y huellas de tetrápodos.
La Unidad B marca un cambio repentino en las litofacies y el estilo fluvial: con un rápido incremento en la cantidad de arenas (+- 70%) con pocos conglomerados; también se encuentran restos de macroflora silicificada y carbonizada.
Los cuerpos de arenisca muestran geometrías tabulares, a veces con estratificación cruzada épsilon (acreción lateral) con abundantes restos vegetales y granoclasificación tipo St-Sh-Sr-Fm o secuencias amalgamadas e incompletas de tipo St-Sr erosionadas en la parte superior.
Pueden aparecer troncos silicificados de hasta 6 m de largo y fragmentos de madera en la base de algunos cuerpos de arenisca. Los intervalos de grano fino suelen ser limolitas rojas masivas; los intervalos ondulados son raros (facies Fm y Fsr). Los paleosuelos también son raros.
Esta Unidad puede interpretarse como una transición de ríos trenzados arenosos distales a ríos meandriformes de alta sinuosidad que ocurre de manera gradual pero rápida; Los cuerpos de areniscas canalizadas muestran superficies de acreción lateral y superficies de reactivación que apuntan a una marcada estacionalidad en el flujo. Las orillas de los ríos probablemente estaban cubiertas de vegetación por plantas parecidas a árboles, a veces arrancadas de raíz y transportadas río abajo. Los sedimentos finos se interpretan como depósitos de llanuras de inundación.
C-Subunidad de limolitas y arenas intercaladas. Constituyen la parte alta de la Formación donde las lutitas rojas son dominantes (+-85%) y presentan intercalaciones de areniscas de tamaños más pequeños con espesores de 1,5 m y anchuras de 25 m, que las que aparecen en las subunidades infrayacentes. Las areniscas presentan estratificaciones paralelas, cruzadas (planares y en surco, ripples y cantos blandos.
Los cuerpos de arenisca tienen una base erosiva cóncava, y secuencias de grano clasificación del tipo St-Sp-Sh-Sr con muchas superficies internas de activación. Las limolitas rojas son generalmente masivas.
La Unidad se interpreta como un sistema fluvial trenzado distal de muy baja energía con una marcada estacionalidad, fluyendo en una extensa planicie aluvial alimentada por inundaciones como lo describen O'Brien y Wells (1986).
Las paleocorrientes medidas en la Formación Alcotas indican un sentido del flujo de NW a SE, salvo en Chelva donde marcan un sentido N-S. La Formación es interpretada como un depósito de cauces fluviales entrelazados de vida corta que sufrieron muchos eventos de sedimentación mediante barras transversales y linguoides y erosión con generación de numerosas cicatrices erosivas y de depósitos fluviales no canalizados y lacustres. Los canales fluviales van migrando y rellenándose lateralmente y siendo cubiertos por depósitos lutíticos de llanura de inundación y lagos poco profundos dando a esta Formación su aspecto característico.
La Formación esta datada como de edad Thuringiense tardío (Pérmico) por la presencia de microflora (polen y esporas) con especies como Lycospora ovata, Vesicaspora,Lueckisporites virkkiae, Nuskoisporites duthuntii, Protohaploxipinus sevardi, Paravesicaspora splendens, Falcisporites zapfei, Platysaccus papillionae, Converrucosisporites eggeri, Klauspollenites schaubergerrii y Protohaploxipinus sp. encontrados en lutitas grises y macrofloras (Ullmannia), así como esporádicas icnitas de tetrápodos.
FORMACION ARENISCAS DEL CAÑIZAR (ARENISCAS DEL GARBÍ):
Se sitúa concordante y de forma neta sobre la Formación anterior apareciendo costras ferruginosas en el contacto. Las litologías dominantes son las areniscas y las lutitas siendo las primeras las mas abundantes. Las lutitas son rojas y micáceas, las areniscas están formadas por cuarzos y feldespatos predominando los primeros con micas, matriz arcillosa, cemento silíceo y óxidos de Fe.
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| Figura nº 13: Estratificación cruzada en surco. Fm. Cañizar (Villamarchante). |
Según López-Gómez et al (2012) la disposición estratigráfica y las facies de la Formación determinan un origen fluvial con niveles eólicos esporádicos en las zonas occidental y central y un origen mixto eólico y fluvial en la zona oriental de los de la Cadena Ibérica cerca Mediterráneo. Esta diferencia de orígenes permite el reconocimiento del Alto de Ateca-Montalbán como una barrera topográfica que separa la zona situada al Norte y al Este dominada por la sedimentación eólica de la zona meridional dominada, principalmente, por la sedimentación fluvial. La presencia de pequeñas capas de carbón en el Barranco de Alcotas también serian un indicador de sedimentación en un ambiente continental.
El Techo de la Formación está formado por una costra ferruginosa bioturbada.
Se ha encontrado una asociación de polenes y esporas de edad Anisiense en la parte superior de esta Formación, pero muchos autores la consideran de edad Scytiense (Triásico Inferior). Hacia la parte alta de la Formación también se mencionan la presencia de huellas de tetrápodos (Chiroterium) y macroflora mal conservada.
En la siguiente figura se puede ver un bloque diagrama con la interpretación del medio de sedimentación de estas tres formaciones correspondiente al relleno de un paleorelieve mediante abanicos aluviales (proximales y distales) y corrientes fluviales del tipo braided. En la siguiente figura se puede una ver figura con un bloque diagrama con el ambiente de sedimentación de estas formaciones:
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| Figura nº 15. |
En la siguiente figura, a modo de resumen, se puede ver la columna litoestratigrafica sintética del Buntsandtein en Chelva con las formaciones antes descritas:
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| Figura nº 16: Columna sintética del Buntsandtein de Chelva (Valencia) |
De l mismo modo en la siguiente figura se puede un bloque diagrama en el que se representa el medio de sedimentación de estas tres unidades estratigráficas y las relaciones horizontales y verticales entre las mismas:
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| Figura nº 17 |
En Chelva sobre esta las Areniscas del Cañizar se sitúa el Triásico Medio (Muschelkalk) presentando un marcado cambio litológico. El Muschelkalk del Triásico Mediterráneo se caracteriza por la presencia de dos niveles de carbonatos del Anisiense y Ladiniense separados por un nivel evaporítico, este Muschelkalk aparece en la Cordillera Costero Catalana, Ibérica septentrional y Pirineos. La estratigrafía del Muschelkalk de Chelva fue descrita por José López Gómez (1985). A continuación, se describe la serie estratigráfica levantada en Chelva por este autor:
SERIE DE MAS DE HERRERO (CHELVA).
MURO. Areniscas de grano grueso de color rojo ocre con abundante hierro (Buntsandtein).
-2.5 m. Dolomías masivas, de grano medio, con laminaciones cruzadas planas, ripples y bioturbaciones. Niveles intercalados de microconglomerados con cantos redondeados de cuarcita y abundantes óxidos e hidróxidos de Fe. Lamelibranquios.
-4.9 m. Dolomías ocres de grano medio, con laminaciones paralelas cruzadas y de riples y bioturbación a techo. Algunos niveles con un alto contenido en Fe y posibles grietas de desecación.
-0.9 m. Caliza dolomítica gris tableada con estratificaciones cruzadas, ripples y burrows. Posibles bivalvos.
-20.65 m. Dolomías de color gris de grano medio y fino con laminaciones cruzadas, ripples de oscilación, bioturbación, birdeseyes y algas.
-2.2 m. Alternancia de dolomías y margas con ripples, birdeseyes, grietas de desecación y costras ferruginosas.
-1,0 m. Brecha dolomítica con abundantes costras de Fe.
-8,0 m. Margas verdes y ocres con yesos ocres.
-2,0 m. Yesos blancos fibrosos.
-4,0 m. Arcillas rojas.
-5,50 m. Margas verdes con yesos fibrosos y laminares con ripples de oscilación.
-10,0 m. Alternancias de margas grises y arcillas rojas.
-8,0 m. Yesos de color blanco con margas verdes y grises a techo.
-5,0 m. Yesos de color gris fibroso con ripples de oscilación.
-7,0 m. Margas de color verde y gris con yesos de color blanco.
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| Figura nº 18: Columnas de las Formaciones Dolomias de Landete y Yesos del Mas. |
-6,0 m. Dolomías de color ocres de grano medio.
-5.1 m. Dolomías de microcristalinas color blanquecino con ripples de oscilación y bioturbaciones a techo.
-2.3 m. Dolomías ocres de grano grueso con laminación cruzada planar, mallas de algas y abundantes óxidos e hidróxidos de Fe.
-5,8 m. Dolomías grises de grano medio con bioturbaciones y ripples de oscilación.
-9,0 m. Tramo semicubierto con bioconstrucciones convexas de algas.
-4,7 m. Dolomías de color gris de grano fino con ripples, bioturbaciones y bioconstrucciones de algas.
-2,0 m. Dolomías de color ocre con estratificación cruzada, ripples y fauna.
-2,7 m. Dolomías grises de grano fino tableadas con Lamelibranquios.
-3.2 m. Dolomías ocres con ripples con óxidos e hidróxidos de Fe y fauna que pueden ser tormentitas. Llevan una intercalación métrica de margas verdes y grises.
-0,9 m. Limolitas grises y arcillas rojas.
-0,8 m. Dolomías ocres de grano fino a medio con ripples y fauna. Mud cracks a techo y con una costra ferruginosa y tempestitas.-1 m. Tramo Cubierto.
-2,0 m. Dolomías de grano medio y color ocre con abundante fauna, ripples de oscilación y costras ferruginosas.
-4,6 m. Margas grises y verdes con intercalaciones de delgados niveles de dolomías con ripples de oscilación y dolomías ocres de grano medio con ripples de oscilación bioturbaciones y lamelibranquios, Abundantes óxidos e hidróxidos de Fe.
TECHO: Margas verdes, arcillas y limolitas rojas con yesos blancos del Keuper.
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| Figura nº 19: Columna de la Formación Calizas y Dolomías de Cañete. |
J. López Gómez y A. Arche Millares (1992) describieron las distintas Unidades litoestratigráficas del Muschelkalk que en Chelva se apoyan directamente sobre la Formación Areniscas del Cañizar:
FORMACIÓN DOLOMÍAS DE LANDETE:
En el Barranco de Alcotas es donde alcanza su mayor grosor y se sitúa directamente encima de la Formación Areniscas del Cañizar mediante un brusco cambio litológico marcado por costras ferruginosas. La formación está compuesta por dolomías de tamaño medio a fino, generalmente porosas. Hacia la parte baja de la formación aparecen delgados niveles de areniscas carbonatadas. Las arcillas rojas y margas verdes son más frecuentes hacia la parte alta de la Formación donde también abundan las costras ferruginosas. Las estructuras sedimentarias más frecuentes son las laminaciones paralelas los ripples de corriente y oleaje estos últimos más frecuentes en las dolomías. Se presentan estratificaciones cruzadas planas, en surco y sigmoidales a veces en estructuras canalizadas. Hacia la parte media y superior de la Unidad pueden aparecer laminaciones onduladas de algas (algalmat).
En Chelva esta Unidad se sitúa, mediante un cambio litológico neto, sobre las Areniscas del Cañizar (Fm. Garbí) al contrario que en la Sierra del Espadán donde lo hace, mediante un paso neto sobre la Formacion Eslida del Anisiense. En cambio en la Sierra Calderona esta Unidad se sitúa de forma gradual sobre la Formación Areniscas, margas y yesos de Marines (Facies Röt). Por encima y mediante una superficie de interrupción de la sedimentación se localiza la Formación Areniscas, margas y yesos del Mas.
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| Figura nº 20: Contacto entre las Formación Marines (Facies Röt) y la Formación Landete. Ollocau. |
J. López-Gómez y A. Arche Mijares (1992) subdividieron esta Formación en seis miembros que de muro a techo son:
-Miembro Serra: Compuesto por dolomias formando secuencias métricas de somerización con algas y ripples de oleaje. Su espesor es de 13 metros.
-Miembro San Martín: Dolomías y dolomías arenosas constituyendo también secuencias de somerización de escala métrica con estratificaciones cruzadas y oolitos a la base y ripples de corriente y de oleaje a techo. Potencia máxima de 22 metros.
-Miembro Mal Paso: Constituido por margas y dolomías ordenadas en secuencias de somerización métricas, hacia el muro abunda la fauna, hacia el techo las mallas de algas y los ripples de oleaje a techo. Potencia máxima de 73 metros.
-Miembro Olocau: Formado por dolomías ordenadas en secuencias de somerización métricas, con fauna de bivalvos a la base y ripples de oscilación y mallas de algas hacia techo. Espesor máximo de 97 metros.
-Miembro Peña Rubia: Dolomías que constituyen secuencias de somerización métricas, con bioturbación y mallas de algas a la base y bioconstrucciones bioturbación y mallas de algas a la base y bioconstrucciones “mounds” de algas hacia el techo. Espesor máximo 22 metros.
-Miembro Beamud: Dolomías y lutitas intercaladas con alto contenido en carbonatos constituyendo secuencias de somerización submétricas, con mallas de algas, brechas de cantos planos, grietas de retracción, «tepees» y costras con alto contenido en Fe; todo ello en los niveles dolomíticos.
Su edad geológica seria Anisiense y el medio de sedimentación correspondería a una llanura mareal carbonatada con bajios (“shoal”), lagoon y sabkhas.
FORMACIÓN ARCILLAS, MARGAS Y YESOS DE MAS.
En su sección tipo en Chelva su espesor es de 49 metros, pero el contacto con la Unidad infrayacente es por falla, allí donde es visible es un contacto concordante por medio de una gruesa (1 m) costra ferruginosa, en la Cueva del Hierro se deposita directamente sobre el Paleozoico. Las litologías dominantes son las arcillas, areniscas, margas y yesos, las arcillas son preferentemente rojas y las margas verdes estas dos litologías pueden presentarse en alternancia. Los yesos son versicolores (blancos, grises, rojos,…) fibrosos o masivos a veces presentan suedomordos de anhidrita. Contienen jacintos de Compostela rojizos, teruelitas grises y escasos aragonitos.
Su edad palinológica es Aniense en su mitad inferior y Ladiniense en la mitad superior.
Su límite superior es neto y concordante con las dolomías de la Formación Calizas y dolomías de Cañete.
Se ha interpretado como sedimentada en una plataforma marina muy somera con etapas de precipitación de evaporitas.
FORMACIÓN CALIZAS Y DOLOMÍAS DE CAÑETE.
Se sitúa concordante sobre la Unidad anterior. Su litología dominante son las dolomías, generalmente de tamaño de grano de fino a medio y porosas. Las calizas son menos abundantes. Las margas son de color verde o gris y más abundantes hacia el techo de la Formación. Las estructuras sedimentarias mas abundantes son las ripples de oleaje y las estratificaciones cruzadas planares o en surco y superficies erosivas. También aparecen grietas de desecación estructuras tepee, pseudomorfos de evaporitas y brechas intraformacionales.
Esta formación ha sido subdividida en cinco miembros De muro a techo estos miembros son:
-Miembro Gorgocil: Dolomías y dolomías arenosas que constituyen secuencias de somerización metricas, con niveles que presentan estratificaciones cruzadas de surco y planar en la base y rippies de oscilación a techo. Potencia máxima de 28 m.
-Miembro Henarejos: Dolomías y dolomías margosas que constituyen secuencias en las que aparecen bioconstrucciones de diferente tamaño y morfología. Potencia máxima de 31 m.
-Miembro Huélamo: Dolomías y margas que constituyen secuencias de somerización con abundante fauna. Las margas se sitúan hacia la base y las dolomías pueden presentar niveles milimétricos bioclásticos. Potencia máxima de 32 m.
-Miembro Valacloche: Dolomías que constituyen secuencias de somerización con bioclastos y estratificaciones cruzadas hacia la base y ripples de oscilación y corriente hacia techo. Potencia máxima de 4m.
-Miembro Moya: Margas y dolomías que constituyen secuencias de somerización métricas. Los niveles de dolomía presentan domos de algas, «tepees», grietas de desecación y costras con alto contenido en Fe. Las margas presentan abundante fauna. La potencia máxima es de 39 m.
La parte mas alta de la formación está formada las “Capas de Royuela” un nivel de margas con delgadas intercalaciones de dolomías caracterizado por la presencia de Pseudocorbula gregaria en un medio cada más salino y menos profundo.
Sus límites con las formaciones infra y suprayacente es neto y concordante,
M.J Escudero Mozo et al (2015) en base a al contenido en ammonites bivalvos y otras faunas han considerado que la mitad superior de esta Formación pertenecería al Fassiniense- Longobariense (Ladiniense) Otros investigadores consideran que la edad de la parte superior de la Formación llegaría el Carniense.
El contenido faunístico de la formación costa de cefalópodos, moluscos, braquiópodos y bivalvos, equinodermos. En Chelva se han encontrado: Modiolus sp. y pseudocorbula sp y un ejemplar de Gevanites sp, Abundan las pistas tipo rhizocollarium y las acumulaciones de algas. Se ha interpretado como depositada en una plataforma carbonatada que evoluciona a una llanura de marea con shoals, lagoons y sabkhas.
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| Figura nº 21 Dolomias del Muschelkalk bien estratificadas (La Playeta; Rio Tuejar; Chelva). |
TRIASICO SUPERIOR EN FACIES KEUPER.
Los materiales que se van a describir se incluyen en el Grupo Valencia definido por F. Ortí (1.974) para incluir las cinco formaciones en que este autor dividió el Keuper Levantino. Considerando la división clásica del Keuper levantino, estas cinco formaciones se pueden agrupar en tres tramos según la presencia o ausencia de evaporitas, tal como se resume 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, tal como se puede ver en la siguiente imagen (Pérez-Hidalgo & Sánchez-Jiménez):
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| Figura nº 22: Mapa de isopacas del Triasico Superior en Facies Keuper. |
A continuación se describen, de muro a techo, las cinco unidades litoestratigráficas en las que se divide el Triásico superior (Keuper) y definidas por F. Ortí en su Tesis doctoral (1974) y que se resumen en la siguiente columna sintética:
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| Figura nº 23: Columna sintética del Keuper Levantino (F. Orti, 1974) con indicación de las principales secuencias deposicionales. |
MURO: Formación Calizas y dolomías de Cañete (M3).
FORMACION ARCILLAS Y YESOS DE JARAFUEL (K1):
Esta Formación es la inferior del Grupo Valencia y aflora extensamente por toda la zona de Levante. El espesor de esta Unidad puede superar los 200 m entre Valencia, Albacete y Cuenca y desapareciendo hacia el SW (Alicante-Guadalajara) y posiblemente hacia el Norte (Castellón).
La litología más abundante son las arcillas (illita con clorita) de colores oscuros azulados, grises y negros, amarillentos por alteración, presentan disyunciones esféricas 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 24: Parte superior de la Unidad K1 en Calles (Valencia) sobre el ultimo banco de yesos se sitúa un tramo de arcillas grises y verdosas que marcan el paso a la Unidad K2. |
No son raras las intercalaciones de hasta 1 metro de grosor de dolomías micro y criptocristalinas claras, de niveles limoníticos masivos o carniolares con espesor decimétrico y de areniscas, generalmente blancas o de tonos claros y grosor métrico, pudiendo 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.
El medio sedimentario corresponde 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 llanura, en la que la sedimentación predominante fue la de arcillas grises con ocasionales aportes detríticos del continente.
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| Figura nº 25: Bloque diagrama con los medios sedimentarios de las Unidades M2 y K1 correspondientes a una llanura fangosa evaporítica. |
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 un metro. Según el mapa de isopacas de la Formación esta se dispone como una cuña clástica que se originaría cerca de la Meseta Sur donde presenta un grosor de 300 metros que va disminuyendo progresivamente hacia el NE hasta quedar muy reducido (+-1 m) y prácticamente desaparecer en Castellón.
La Formación presenta cuatro litologías dominantes: areniscas, limos, arcillas y margas, de forma esporádica también pueden aparecer dolomías, calizas y evaporitas. Dentro de la extensa zona en la que aparece, esta Formación puede presentar grandes variaciones en las 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 el filosilicato 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 del tipo flute, sole y groove casts. Las areniscas presentan frecuentes y rápidas variaciones de espesor.
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.
Las areniscas presentan laminaciones paralelas y cruzadas de pequeña y mediana escala, ripples de oleaje y de corriente junto a marcas tipo groove y flutecast, huellas de carga, bioturbación por perforaciones y pistas. En ellas son muy frecuentes los restos de vegetales carbonizados y/o limonitizados.
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| Figura nº 26: Areniscas blancas del la Unidad K2 (Areniscas de Manuel) con laminaciones horizontales paralelas y cruzadas planas de bajo ángulo. Localidad: Calles (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 dolomicroespáritas que ocasionalmente presentan fantasmas de bivalvos y gasterópodos y grietas de desecación.
Las evaporitas son muy escasas apareciendo como cristales de yesos con colores claros o transparentes. También son muy abundantes las costras dolomítico ferruginosas amarillentas y muy delgadas algunas veces con speudomorfos de cristales cúbicos (halitas o teruelitas).
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). 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.
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| Figura nº 27: Unidad K3 invertida (Calles). |
La Unidad K3 se depositó en una llanura fangosa costera baja (llanura de inundación distal), sujeta a condiciones marinas ocasionales señaladas 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 Calles he encontrado el, hasta el momento, único ejemplar de ammonites descrito en el Keuper de la Península Ibérica. Se trata de un ejemplar mal conservado encontrado en el nivel guía de dolomias que aparece en todo el K3 levantino y en el que hasta el momento se habían reportado algunas faunas de gasterópodos (Turís).
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| Figura nº 28: Ejemplar de ammonite encontrado en la Unidad K3 en el corte de Calles. |
FORMACION ARCILLAS YESÍFERAS DE QUESA (K4):
También ampliamente distribuida en todo el territorio de Levante (Provincias de Teruel, Castellón, Valencia, Alicante y Murcia) con espesores de 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 presencia de arcillas impide su explotación minera. 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, Nodular, Masiva y Hematoidea,
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.
Figura nº 29: Margas rojas con yesos de la Formación Arcillas Yesíferas de Quesa (K4) cubiertas discordantemente por travertinos cuaternarios (Tuejar; Valencia).
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 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 más frecuentes son los bancos masivos microcristalinos.
El medio de sedimentación de esta formación corresponde a salinas de aguas permanentes, pero confinadas, que evolucionan a lagoon restringido.
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| Figura nº 30: Margas rojas del Keuper (K5) en contacto con la suprayacente formación Dolomias de Imón. Chelva (Valencia). |
EL KEUPER EN CHELVA.
El Triásico superior en facies Keuper aflora en el núcleo del Anticlinal de Chelva entre Calles – Domeño- Cheva y Tuejar siendo la primera descripción de 1962, con la siguiente serie levantada en las Gargantas del Turia:
-30 m. de yesos versicolores de texturas muy variables (microcristalinas, sacaroideas,…).
-Dolomías claras en bancos delgados tableados discontinuos con yesos y ofitas.
-Nivel continuo de yesos rojos con cuarzos bipiramidados (jacintos) y polen indeterminable.
-Sucesión de yesos, arcillas y arcillas yesíferas multicolores que hacia arriba pasan a margas abigarradas con niveles de carniolas.
En este afloramiento están presentes y bien desarrolladas todas las formaciones del Keuper. La mayor parte del afloramiento corresponde a la Unidad K1 que aparece con su característico tono amarillento y con bancos de yeso. Son frecuentes las costras limoníticas. Su espesor estimado es de 300 metros.
La Unidad K2 está bien representada y tiene importantes variaciones en potencia. Aflora ampliamente entre Calles y Domeño en el codo del rio Turia, donde aparecen gruesos bancos de arenas y areniscas. Muy próximas geográficamente aparecen algunas manchas con las unidades K1, K2 Y K3 en forma de apretados anticlinales y sinclinales. La Unidad K3 siempre asociada a la anterior, muestra sus típicas arcillas rojas.
La Unidad K4 presenta la facies típica del Keuper valenciano: arcillas rojas yesíferas con jacintos de Compostela.
La Unidad K5 presenta un buen desarrollo y ha sido ampliamente explotada, la facies esta compuesta por yesos blancos con porfiroblastos negros y dolomías.
El Keuper del Anticlinal de Chelva está afectado por una intensa deformación tectónica pero no parece tener un origen diapírico. Son frecuentes los cabalgamientos y los pliegues tumbados como se puede ver en el siguiente perfil geológico:
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| Figura nº 31: Perfil geológico del Anticlinal de Chelva. Modificado de Orti 1974. |
Los conjuntos palinológicos (pólenes y esporas) que aparecen en varios perfiles del Keuper de la provincia de Valencia (Macastre, Chelva y Bugarra) recolectados entre el techo de la Unidad K1 y el techo de la Unidad K5, son idénticos. Considerando que en la mayoría de las muestras se encuentra la asociación de Camerosporites secatus con Patinasporites densus acompañadps de Vallasporites ignacii y Pseudidenzonalasporites summus, Paracirculina quadruplices, Praecirculina granifer y Duplicisporites granulatus, de deduce que todo el tramo estratigráfico del Keuper de Valencia, entre estas unidades inclusive, está dentro de la "fase Camerosporites secatus" de Visscher y Krystyn (1978) y más exactamente dentro de la "palinoflora secatus-densus" en el sentido de Besems (1981, a y b), correspondiente a una edad Karniense. y más concretamente del Karniense medio-superior.
El Mejor sitio para observar el Keuper superior es el cerro sondeo de situ el Castillo de Domeño, en la cola del embalse de Benageber, donde estas formaciones están muy bien expuestas, tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía (eso si, cuidado con los tábanos que son del tamaño de velociraptores):
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| Figura nº 32: Fotografía del cerro sobre el que se sitúa el Castillo de Domeño pudiendo observarse la sucesión estratigráfica del techo del Keuper levantino. Domeño (Valencia). |
En el cerro se puede observar una serie estratigráfica del Keuper constituida por las formaciones Arcillas Yesíferas de Quesa (K4), Yesos de Ayora (K5), Formación Dolomías tableadas de Imón (K6). Sobre esta última se localiza una alternancia de dolomías, yesos y arcillas que podrían pertenecer a la Formación Anhidritas de Carcelén. En la base de la Formación Imón aparece un tramo arcilloso que no aparece en otros sitios.
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| Figura nº 33: Perfil geológico del Anticlinal de Chelva en Domeño (Valencia). |
Los conjuntos palinológicos (pólenes y esporas) que aparecen en varios perfiles del Keuper de la provincia de Valencia (Macastre, Chelva y Bugarra) recolectados entre el techo de la Unidad K1 y el techo de la Unidad K5, son idénticos. Considerando que en la mayoría de las muestras se encuentra la asociación de Camerosporites secatus con Patinasporites densus acompañados por Vallasporites ignacii, Pseudenzonalasporites summus, Paracirculina quadruplices, Praecirculina granifer y Duplicisporites granulatus, de deduce que todo el tramo estratigráfico del Keuper de Valencia, entre estas unidades inclusive, está dentro de la "fase Camerosporites secatus" de Visscher y Krystyn (1978) y más exactamente dentro de la "palinoflora secatus-densus" en el sentido .de Besems (1981, a y b), correspondiente a una edad Karniense. y más concretamente del Karniense medio-superior.
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| Figura nº 34: Camerosporites secatus LESCHIK 1956. |
Este perfil se ha muestreado para su estudio palinológico (ver siguiente figura) pero solo se ha encontrado la siguiente asociación de esporas: Deltoidospora sp, Ovalipollis ovalis, Bisaccate sp, Classopollis sp, Cerebropollenites pseudomassulae y Monosulcites sp. que indican una edad Retiense.
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| Figura nº 35: Columna estratigráfica sintética del Keuper superior de Domeño con indicación de la situación de las muestras palinológicas estudiadas. Solo ha sido positiva la D1. |
JURASICO.
En Chelva y Domeño es uno de los pocos lugares donde se puede ver con claridad el paso del Triásico Superior en facies Keuper al Jurásico Inferior carbonatado. En la siguiente imagen se puede ver este paso en de desvío de la carretera a Ahillas. El paso se realiza mediante un cambio litológico muy marcado entre las arcillas rojizas con yesos y las dolomias masivas del Jurásico Inferior (Retiense-Hettangiense). Entre las arcillas con yesos y las dolomias aparece un delgado (2 m.) tramo de transición formado por brechas carniolares.
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| Figura nº 36: Contacto entre el Triásico Superior en facies Keuper y el Jurásico Inferior carbonatado. Desvio a Ahillas (Chelva). |
En la Cordillera Ibérica y durante el Jurásico se depositaron un conjunto de formaciones carbonatadas que en el Jurásico Inferior se agrupan en dos Grupos: Grupo Renales (Formaciones Imón, Cortes de Tajuña y Cuevas Labradas) eminentemente evapo-dolomítico y Grupo Ablanquejo (Formaciones Cerro de Pez, Barahona, Turmiel y Casinos) eminentemente calco-margoso. Sobre estos dos grupos se sitúa el Grupo Chelva del Jurásico Medio y eminentemente carbonatado.
A ambos flancos del Anticlinal de Chelva se desarrolla una potente secuencia jurásica que abarca desde el Lías al Kimmeridgiense y que en Chelva ha sido descrita detalladamente por J.J. Gómez (1979).
-20 m. Dolomías y calizas con frecuencia dolomítizadas de color marrón, bien estratificadas en capas de grosor variable. Tramo asimilable a la Formación Dolomias Tableadas de Imón.
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| Figura nº 37: Dolomias en bancos gruesos con interestratos irregulares de margas grises y bioturbaciones. Rambla de Alcotas (Chelva). |
-70 m. Dolomías carniolares grises y oquerosas, masivas o en bancos muy gruesos con estratificación difusa. A techo aparecen biopelmicritas de filamentos de algas. Tramo asimilable a la Formación Carniolas de Cortes de Tajuña del Hettangiense.
-26 m. Calizas oquerosas, bien estratificadas en bancos gruesos de 0.5 a 1,5 m. de grosor, lo que las distingue del tramo anterior. Litológicamente corresponden a biopelmicritas de filamentos de algas y a pelesparitas con bioclastos de bivalvos, algas, equinodermos y lituolidos (Labyrintina recoarensis (CATI), Haurenia deserta (Henson), H. amiji (Henson) y Orbitopsella). A techo aparece un nivel decimétrico de dolomías con laminación ondulada por estromatolitos.
-17 m. Calizas (micritas y pelesparitas) bien estratificadas en capas de 0.5 a 1 m de grosor.
-15 m. Calizas mal estratificadas en bancos gruesos discontinuos.
-35 m. Dolomías (doloesparitas calcáreas con fósiles) y calizas (Micritas dolomíticas fosilíferas) oquerosas masivas o mal estratificadas. Contienen bivalvos, gasterópodos y equinodermos. A techo aparecen doloesparitas.
-17 m. Dolomías algo arcillosas en estratos finos a veces con laminaciones estromatolíticas en la parte inferior y dolomícritas con laminaciones paralelas que pasan a doloesparitas a techo.
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| Figura nº 38: Dolomías con laminaciones cruzadas muy tendidas y laminaciones de migración de ripples. Peña Cortada (Calles). |
-27 m. Dolomías (doloesparitas con pellets) estratificadas en bancos gruesos.
-9 m. Dolomías en bancos métricos a veces oquerosas.
-27 m. Calizas en bancos métricos con niveles de oolitos ferruginosos dispersos.
Estos tramos corresponderían a la Formación Calizas y Dolomías tableadas de Cuevas Labradas del Sinemuriense.
-12 m. Calizas bioclásticas bien estratificadas con nódulos de sílex. Hacia el techo aparecen bioesparitas con restos de bivalvos y equinodermos.
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| Figura nº 39: Calizas grises con nódulos de sílex. Peña Cortada (Calles). |
-10,00 m. Calizas lumaquélicas y nodulosas en estratos con planos discontinuos. A techo presentan nódulos de sílex dispersos.
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| Figura nº 40:Calizas micríticas beiges con nódulos de sílex dispersos. |
-10,00 m. Biocalcarenitas de equinodermos con estratificación irregular que a techo lleva una costra ferruginosa poco desarrollada.
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| Figura nº 41: Superficie de no sedimentación con costra ferruginosa (Domeño) |
Estos tramos corresponden a la Formación Calizas Bioclásticas de Barahona del Pliensbachiense superior.
-19,5 m. Alternancia de margas grises y amarillentas margocalizas y calizas nodulosas lumaquelicas. Contienen braquiópodos: Terebratula jauberti (Desl) T. witthichi (Chofe), Lobothyris subpunctata (Dav), Zeilleria stephani (Dav), Homeorhynchia batalleri (Bub), H. meridionalis (Desl), Stolmorhyinchia bouchardi (Dav). Corresponde a la Formación Alternancia de Calizas y margas de Turmiel del Toarciense.
A partir de este nivel comienza la Formación Carbonatada de Chelva del Dogger (Aaleniense-Bajociense-Bathoniense-Calloviense-Oxfordiense).
-15,0 m. Calizas biomicriticas bien estratificadas con planos de estratificación ondulados. Contienen espículas de esponjas gasterópodos, equinodermos y foraminíferos. A techo aparecen calizas ferruginosas.
-0,55 m. Caliza con oolitos ferruginosos y fosfatados con abundantes valvas de grandes pectínidos.
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| Figura nº 42: Caliza con oolitos ferruginosos (Domeño; Valencia) |
-0,60 m. Calizas con oolitos ferruginosos finamente estratificada, Se ha encontrado un ejemplar de Leioceras subcostasum Buck.
-14.80 m. Calizas bien estratificadas con frecuentes cancellophycus en la superficie de los estratos.
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| Figura nº 43: Superficie de estratificación bioturbada por Zoophycus (Peña Cortada; Calles). |
-24 m. Calizas grises con nódulos de sílex.
-6.30 m. Calizas arcillosas, bien estratificadas, con nódulos de ferruginosos.
-1.20 m. Calizas grises con nódulos de sílex.
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| Figura nº 44: Calizas grises con nódulos de silex (Peña Cortada; Calles). |
-3.70 m. Calizas rojas y grises de aspecto noduloso y lajoso.
-10,0 m. Ritmita de calizas gris oscura y calizas margosas con cancellophycus, belemnites y pectinidos y en la parte superior un nivel con Oppelia subradiata (Sow.).
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| Figura nº 45: Rostro de belemnites (Peña Cortada; Calles) |
-2.5 m. Ritmita de calizas con nódulos de sílex y calizas de aspecto noduloso con cancellophycus, Se han encontrado: Oppelia subradiata (Sow.), Normannites y Rynchonella cuadriplicata (Zieten).
-63,0 m. Ritmitas de biopelmicritas con filamentos y calizas nodulosas arcillosas con abundantes fósiles de ammonites, braquiópodos, esponjas, etc…
A techo aparecen las margas grises lajosas de la Formación Margas de Sot de Chera y toda la serie del Jurásico Superior.
En la siguiente figura se puede ver las columnas litoestratigráficas de las series Jurásicas de Chelva y de Domeño:
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| Figura nº 46: Correlación de las columnas del Jurásico en Chelva y Domeño (S. Fernández-López y J.J. Gómez, 1978) |
En la zona de Chelva el Jurásico Inferior y Medio se divide en una serie de formaciones litoestratigráficas que se describan a continuación:
FORMACIÓN DOLOMIAS TABLEADAS DE IMON.
La Formación Imón en la Cordillera Ibérica está constituida básicamente por dolomías bien estratificadas, presenta una potencia que oscila entre 20 y 35 m, y consta de base a techo de los siguientes tramos:
i) Un tramo inferior constituido por una alternancia de lutitas de diversos colores, dolomías (dolmudstones) y carniolas (brechas), de 3 a 10 m de potencia. El conjunto de facies de este tramo se interpreta como depósitos de mud-flat carbonatado y evaporítico.
ii) Un tramo intermedio: con un espesor de 10 a 22 m está constituido por dolomías bien estratificadas. Las principales facies de este tramo son: dolmudstones-dolwackestones en estratos decimétricos y dolwackestones-dolpackstones, que localmente presentan estratificación cruzada y abundantes fantasmas de oolitos y peloides. Los depósitos oolíticos presentan ciclos de 1 a 2 m de potencia, con base erosiva y granodecrecientes, e interpretados como depósitos de canales mareales y ciclos métricos (de 2 a 5 m de potencia) estrato y granocrecientes tipo mud-shoal. El conjunto de facies de este tramo se interpreta como depósitos de lagoon relativamente restringido a depósitos de cinturón arenoso en el contexto de una plataforma carbonatada somera.
iii) Un tramo superior, de pocos metros a 18 m de espesor, constituido básicamente por dolmudstones tableados con abundantes pseudomorfos atribuidos a minerales evaporíticos y rellenos de cemento esparítico de calcita, y localmente intraclastos y domos estromatolíticos. Las facies de este tramo son interpretadas como depósitos de sabkha carbonatada.
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| Figura nº 47: Dolomias de la Formación Imón sobre las arcillas del Keuper (Chelva). |
La intensa dolomitización de los materiales de la Formación Imón impide, en general, la observación y conservación de restos fósiles. Sin embargo se han descrito en el Miembro de Dolomías tableadas de La Figuera, en la serie de Alfara, los siguientes especímenes: Nodosaria ordinata TRIFONOVA, Trochammina jaunensis BRONNIMANN & PAGE, Agathammina austroalpina KRISTAN-TOLLMANN & TOLLMANN y en la serie de Serra d’Almos ha proporcionado Aulotortus friedli (KRISTAN-TOLLMANN) y también se han detectado fantasmas de Spirillina sp., Dentalina sp. y Agathammina sp.
En la base del Miembro de Alfara, en la serie de la Fontcalda, aparece un nivel con abundantes bivalvos y algunos gasterópodos no determinables. El Miembro de Dolomías tableadas de La Figuera en la serie de Alfara, ha proporcionado las siguientes especies: Nuculana cf. borsonii (STOPPANI), Neoschizodus reziae (STOPPANI), Pseudocorbula alpina (WINKLER,), Protocardia cf. rhaetica (MERIAN in E. LINTH) y Laternula cf. amicii (STPOPPANI). Goy y Márquez-Aliaga (1994, 1998) y Márquez-Aliaga y Martínez (1996) citan una asociación de bivalvos similar a la descrita, en el tramo superior de la Formación Imón en la localidad de Renales (Guadalajara).
En Chelva se han estudiado, palinológicamente, de 30 muestras procedentes de los tramos lutíticos de la base de la Formación Imón, pero todas han dado resultados negativos.
Según se puede ver en el mapa de isopacas de la Formación Imón ésta solo aparece en la mitad este de la Península Ibérica, hasta aproximadamente el meridiano 4º. Sin embargo, la Formación Imón penetra más hacia el oeste de la Península Ibérica que los de las dos de las transgresiones triásicas anteriores (Muschelkalk). Según el mapa de isopacas hay zonas más subsidentes o depocentos (algunos en funcionamiento desde el Keuper) y zonas menos subsidentes con dos altos relativos orientados perpendicularmente entre sí: uno de dirección NW.SE desde el norte de Castellón hasta Soria y el otro de dirección NNE-SSW desde el norte de Teruel hasta Albacete. La forma de las curvas de isopacas, con pendientes muy suaves y formas de redondeadas a elongadas, sugiere que la subsidencia termal fue el principal proceso tectónico que controló la sedimentación de la Formación Imón.
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| Figura nº 48: Mapa de isopacas de la Formación Imón (Noriense) |
Los materiales de la plataforma carbonatada del Noriense superior ocupan un área muy extensa, y presentan una inclinación muy suave (160 cm/km) estando formadas por depósitos submareales e intermareales en su ciclo transgresivo, mientras que en el ciclo regresivo dominan los depósitos intermareales a supramareales. Además, el conjunto de todos estos depósitos presenta características de poca profundidad, menos de 10 m. La distribución de las facies permite deducir que hacia el mar abierto situado al este se desarrollaban depósitos de margen, con una clara comunicación con mar abierto. Hacia el este la distribución heterogénea de las facies grano-soportadas (depósitos submareales) y de las fango-soportadas (depósitos intermareales) y de baja energía permite establecer la presencia de posibles islas o bancos (Pratt y James, 1986). El conjunto de características sedimentológicas, conjuntamente con el contexto geotectónico (cuenca intra cratónica) y la baja tasa de subsidencia de estos materiales, permiten interpretar la plataforma carbonatada noriense de noreste de la Península Ibérica como una plataforma carbonatada epeírica.
Resumiendo, al final del Triásico, durante el Rethiense, en la parte oriental del Macizo o Microplaca Ibérica se desarrollaba una extensa plataforma somera, en la que se depositaron calizas y dolomías de la Formación Imón, en ambientes de llanura de marea y submareales someros, correspondientes. Esta plataforma comenzó a fragmentarse durante una etapa de tectónica extensional ocurrida durante el tránsito Triásico-Jurásico y relacionada con la apertura del Tethys occidental, este evento produjo una extensa discontinuidad sedimentaria, que en diversos sectores es una discordancia angular y erosiva. A continuación, y encima de esta discontinuidad, se encuentran dolomías masivas, evaporitas y brechas (Fms. Cortes de Tajuña y Lécera), correspondientes a depósitos en ambientes de sebja y llanuras de mareas.
Tras el deposito de esta Unidad y durante el Sinemuriense, la sedimentación tuvo lugar en una extensa Plataforma carbonatada en la que se depositaron las formaciones Carniolas de Cortes de Tajuña y Dolomias tableadas de Cuevas Labradas. El transito entre estas dos formaciones es, por lo general, gradual ya que se realiza mediante un cambio lateral de facies. Entorno al limite Sinemuriense-Pliensbachiense existe una discontinuidad sedimentaria ligada a un evento transgresivo que permite separar dos términos litológicos diferenciados (Parte Inferior y Parte Superior) dentro de la Formación Cuevas Labradas.
FORMACION CARNIOLAS DE CORTES DE TAJUÑA
Esta Unidad esta constituida por una alternancia de arcillas y dolomías que pasan en la vertical a calizas y dolomías masivas o mal estratificadas. Dentro de esta Unidad se diferencian dos miembros:
-Miembro de brechas margosas: un tramo, que no suele superar los 20 metros de grosor, poco competente respecto a la erosión, constituido por arcillas con intercalaciones calco-dolomíticas.
-Miembro de Carniolas, que está formado por calizas y dolomías, de aspecto masivo, con tonalidades rojizas o amarillentas, estratificadas en la parte superior. El espesor es muy variable, pudiendo alcanzar en superficie valores próximos a los 120 metros. El contenido fósil está compuesto por algunos escasos invertebrados, habiéndose citado la presencia de bivalvos y gasterópodos con mala conservación, que no permiten una datación fiable.
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| Figura nº 49: Aspecto en el campo de las carniolas de la formación Cortes de Tajuña (Localidad: Chelva; Valencia) |
En la base de la Formación Cortes de Tajuña se han obtenido asociaciones palinológicas con elementos típicos del Triásico Superior (Rhaetiense) y en la base del Miembro Carniolas asociaciones palinológicas propias del Hettangiense. En consecuencia, es probable que el límite entre los sistemas Triásico y Jurásico se sitúe en el interior de esta formación (Gómez et al., 2007).
FORMACIÓN CALIZAS Y DOLOMÍAS TABLEADAS DE CUEVAS LABRADAS:
Esta Unidad constituida por calizas y dolomías estratificadas en capas de espesor variable, consta de dos miembros: 1) Calizas y dolomías microcristalinas con aspecto tableado que dan un fuerte resalte y tienen un espesor de, al menos, 50 metros; 2) Dolomías, calizas y margas verdes, en capas de espesor desigual, que incluyen niveles de margas en la mitad superior del miembro. Terminan con una o más superficies ferruginizadas que incluyen ostreidos. El espesor estimado es próximo a los 45 metros. Su contenido fósil es escaso: en el miembro inferior los invertebrados son relativamente escasos y entre ellos se pueden destacar los braquiópodos que proceden de niveles situados en la base del miembro, encontrados en el área de Olmedillas (Sigüenza): Cuersithyris, Gibbirhynchia, Zeilleria (Cincta), Squamirhynchia, Tetrarhynchia y Lobothyris. A unos 30 metros por encima se localizan niveles de conchas fragmentadas de braquiópodos entre los que se han podido reconocer Spiriferina, Cuneirhynchia, Piarorhynchia y Squamirhynchia. Estas dos asociaciones son típicas del Sinemuriense superior-Pliensbachiense inferior y lo más probable es que la segunda corresponda al Pliensbachiense inferior. Los ammonoideos también son muy escasos: se han obtenido Radstockiceras en niveles situados entre las asociaciones de braquiópodos y Uptonia en los niveles superiores. En el miembro superior de la formación, los fósiles de invertebrados son todavía más escasos, habiendo sido citados Prodactylioceras y Aegoceras en áreas próximas de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica. Ambos géneros son característicos de los niveles más altos del Pliensbachiense inferior.
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| Figura nº 50: Tramo de dolomias carniolares masivas (Peña Cortada; Chelva). |
La parte más alta de la Formación Cortes de Tajuña y la más baja de la Formación Cuevas Labradas está constituida por dolomías masivas oquerosas aparecen dispuestas en bancos potentes. Los espesores son muy variables desde algunas pocas decenas de metros a más de 100 metros. Las microfacies más frecuentes son de dolomicroesparitas y doloesparitas de colores rojizos. Es muy característica la presencia de una elevada porosidad, con huecos milimétricos a centimétricos, que ocasionalmente pueden ser decimétricos posiblemente debida a fenómenos de recristalización y disolución de las evaporitas que constituirían un 10% del total de la formación original.
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| Figura nº 51: Aspecto masivo de la Formación Carniolas de Cortes de Tajuña y posiblemente de la parte basal de la Formación Cuevas Labradas en el Barranco de Alcotas (Chelva). |
Las dolomías masivas oquerosas se depositaron en una llanura de mareas intermareales de clima árido, con alternancia de episodios de sedimentación en condiciones supramareales (sebja) con el depósito de evaporitas intercaladas entre un fango carbonatado, que posteriormente fueron diluidas por aguas meteóricas. El origen de la porosidad se produciría por el lavado de estos componentes más solubles bajo ambientes de depósito o diagenéticos tempranos, en combinación con los procesos de dolomitización. Esta dolomitización tendría lugar en ambientes supramareales debido a la acción de fluidos dolomitizantes primarios, tal y como se observa en diversas llanuras de mareas en la actualidad.
Figura 6. Reconstrucción paleoambiental que muestra la evolución del ambiente de sedimentación durante el Rethiense terminal-Hettangiense. El estadio 1 refleja la situación paleoambiental durante la sedimentación de los términos inferiores de las Fms. Cortes de Tajuña y Lécera, mostrando condiciones de sedimentación muy somera con predominio de sebjas (plataforma supramareal), donde se depositaron facies evaporíticas. El estadio 2 muestra la situación paleoambiental durante la sedimentación de la parte media-alta de la Fm. Cortes de Tajuña. En esta última reconstrucción se observa que en la plataforma aumenta la lámina de agua lo que condiciona la aparición de facies más marinas. La actuación de fallas extensivas, principalmente la del río Martín, condiciona la subsidencia y controla los espesores depositados principalmente al final del Rethiense e inicio del Hettangiense. (Tomada de A.P. Bordonaba y M. Aurell 2002).
Estas tres Formaciones: Imón, Cortes de Tajuña y Cuevas Labradas se agrupan en el Grupo Renales.
FORMACION MARGAS GRISES DE CERRO DEL PEZ (GOY, GÓMEZ Y YEBENES, 1979)
En contacto neto con la Unidad infrayacente mediante un hard ground con diplocraterium se sitúa una Unidad margosa con un espesor de 6 a 10 metros, está formada por margas grises a verdosas con calizas margosas (mudstone) blanquecinas que son más frecuentes hacia la parte inferior y superior de la Formación. La macrofauna de braquiópodos (Plesiothyris, Lobothyris, etc,,,) y cefalópodos (Protogrammoceras, Ficiniceras y Amaltheus) junto a crinoideos, equinodermos, lamelibranquios y ofiuroideos es muy abundante. La microfauna contiene Frondicularia, Epistomina y Glomospira. Su edad abarca desde Pliensbachiense Inferior (Zona Davoei p.p.) al Pliensbachiense Superior (Zona Margaritatus p.p.)
La sedimentación de esta unidad se ha llevado a cabo en una plataforma de baja energía situada por debajo del nivel de base del oleaje, aunque afectada local y ocasionalmente por las tempestades. Los fondos se encontraban colonizados por organismos bentónicos de salinidad normal y la plataforma estaba suficientemente comunicada con el mar abierto como para permitir la entrada frecuente de conchas de ammonites.
Esta Unidad marca el Inicio del Grupo Ablanquejo formado por las Formaciones Cerro del Pez, Barahona, Turmiel y Casinos.
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| Figura nº 52: El Jurásico Medio de la Cordillera Ibérica. |
FORMACIÓN CALIZAS BIOCLÁSTICAS DE BARAHONA (GOY, GÓMEZ Y YEBENES, 1979):
Se ha definido como una unidad de 10 a 20 metros de grosor formada por calizas bioclásticas (biomicritas) grises y pardas de aspecto noduloso en estratos finos a medios (5-30 cm) con intercalaciones de margas y margocalizas grises menos potentes que en la parte superior donde se localiza una costra ferruginosa.
Entre una macrofauna en la que predominan los ostreidos del género Gryphaea junto a los lamelibranquios y los crinoideos se han encontrado ammonites (Amaltheus margaritatus, Fuciniceras, Arieticeras, Pleuroceras,…) que indican una edad que abarcaría del Pliensbachiense Superior (Zona Margaritatus p.p.) - Toarciense Inferior (Zona Tenuicostatum p.p.). El límite superior, en particular, es notablemente heterócrono, existiendo localidades donde la Formación abarca exclusivamente Pliensbachiense Superior. Entre la microfauna se han encontrado Dentalina, Frondicularia y Lingulina.
El medio sedimentario corresponde a una plataforma carbonatada submareal bien oxigenada con abundante fauna bentónica.
La sedimentación se ha llevado a cabo en ambientes submareales de una plataforma de carbonatada de escasa profundidad situada por debajo del nivel de base del oleaje, pero afectada por la acción de las tempestades, y ocasionalmente con ambientes de playa. en la que vivían organismos bentónicos de salinidad normal,
En el Sector Levantino de la Cordillera Ibérica esta formación se apoya directamente sobre la Formación Cuevas Labradas. En Chelva presenta un espesor de 32 metros y está formada por calizas bioclásticas, lumaquélicas y biocalcareníticas con abundantes nódulos de sílex.
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| Figura nº 53: Contacto de la Formación Calizas de Barahona con la Formación Alternancia de calizas y margas de Turmiel |
FORMACION ALTERNNAIA DE MARGAS Y CALIZAS DE TURMIEL (GOY, GÓMEZ Y YEBENES, 1979):
Esta Unidad está constituida fundamentalmente por margas grises con intercalaciones de calizas mudstone en capas medias a finas con los planos de estratificación ondulados y de margocalizas nodulosas. La bioturbación es abundante. 
Figura nº 54: Margas de Turmiel.
En su sección tipo de 40 a 50 metros de grosor, se divide en 5 miembros (de muro a techo): 1) Margas y calizas margosas, 2) Calizas amarillentas y margas verdosas, 3) Margas rosas, 4) Alternancia rítmica de margas y Calizas y 5) Margas y margocalizas.
La sedimentación corresponde a un ambiente de plataforma externa de baja energía, por debajo del nivel de las olas, con niveles de tempestitas que alcanzan una extensión lateral que puede superar varias decenas de kilómetros de extensión. Los fondos generalmente oxigenados y con salinidad normal en los que vivía una comunidad bentónica abundante y diversificada.
En Chelva la Formación consta de 20 metros de una alternancia de calizas y margas que corresponderían a los dos miembros superiores del corte tipo.
Su edad abarca desde el Pliensbachiense Superior (Zona Spinatum) al Aaleniense Inferior (Zona Opalinum). En Alcublas se ha recolectado Hildoceras cf semicostata BUCK que indican una edad Toarciense inferior.
FORMACION CALIZAS NODULOSAS DE CASINOS (GÓMEZ ET AL, 2003):
Está compuesta por calizas mudstone a wackestone, que pueden llevar intercalaciones de calizas margosas o margas poco espesas. Se disponen en capas de 10 a 30 cm, en las que confieren un aspecto noduloso. Hacia la parte superior, la formación puede contener una o varias superficies ferruginosas y/o fosfáticas, superficies perforadas, niveles de removilización, fósiles fosfáticos, niveles de wackestone a packstone con oolitos ferruginosos y/o fosfáticos, así como indicaciones de emersión como la karstificación. En su sección tipo la formación tiene 40 metros de espesor, pero puede variar desde 5 a 40 metros. La formación contiene abundantes cefalopodos (ammonites y belemnites).
A techo presenta un hard-ground con abundantes valvas de pectínidos compuesto por una costra ferruginosa y sobre ella una capa de oolitos ferruginosos que constituye un buen nivel guía del Jurasico.
El contenido macrofaunistico (ostreidos, crinoideos, gasterópodos, algas y serpulidos) es elevado habiéndose encontrado Hildoceras cf semicostata y Terebratula cf wittnichi que indican una edad Toarciense medio-superior. En lamina delgada se han reconocido Lenculina, Vidalina, Dentalina, etc… . Edad: Toarciense superior (p. p.) a Aaleniense (p. p.).
El medio sedimentario correspondería a a una plataforma marina externa somera con una intensa producción de fangos micríticos.
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| Figura nº 55: Aspecto de la Formación Calizas nodulosas de Casinos. |
Sobre esta Unidad se sitúa el Grupo Chelva caracterizado por presentar a muro y techo sondeo hiatos sedimentarios marcado por niveles de oolitos ferruginosos y compuesto por las formaciones El Pedregal, Moscardón, Domeño y Arroyofrio.
FORMACION CALIZAS DE EL PEDREGAL (GÓMEZ Y FERNÁNDEZ-LÓPEZ, 2004):
Unidad constituida por calizas de microfilamentos en estratos planos de 10 a 50 cm de grosor con interestratos margosos con frecuentes nódulos de sílex y oolitos ferruginosos hacia la base de la Unidad. Se reconocen estructuras sedimentarias como laminación cruzada planar y de surco, laminación de ripples y son frecuentes cuerpos con morfología de barra Aparecen intercalaciones de materiales volcánicos formando montículos y también bioconstrucciones de esponjas. Son frecuentes las bioturbaciones de los tipos thalassinoides y zoophycus. La unidad presenta un espesor de 150 metros (Casinos).
El medio sedimentario correspondería a una plataforma marina externa somera de salinidad normal con una etapa de profundización en su parte superior.
La macrofauna (ammonites, belemnites, bivalvos, equinodermos, serpulidos, gasterópodos, briozoos, esponjas y algas) es abundante indicando una edad comprendida entre el Bajociense superior y el Bathoniense inferior.
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| Figura nº 56: Calizas grises en estratos gruesos con niveles de nódulos de sílex. (Localidad: Alcublas; Valencia). |
FORMACIÓN CALIZAS BIOCLÁSTICAS DE MOSCARDON (GÓMEZ Y FERNÁNDEZ.LÓPEZ, 2004)
Esta Unidad, limitada a muro y techo por sendas discontinuidades estratigráficas, está constituida por calizas bioclásticas con crinoides y oolitos dispuestos en capas gruesas a muy gruesas (1-3 m) con estratificación discontinua. Contienen nódulos de sílex y bioturbaciones (zoophycus y thalassinoides) y laminaciones cruzadas planares y en surco, de ripples y barras. En el Sector Levantino de la Cordillera Ibérica la Unidad esta formada por unos pocos metros de calizas con oolitos u oncolitos desapareciendo hacia el Este.
El medio sedimentario corresponde a una plataforma de carbonatos muy somera de aguas claras y salinidad normal.
Los macrofósiles son abundantes (equinodermos, esponjas, briozoos, bivalvos, serpúlidos, cefalópodos y gasterópodos) indicando una edad comprendida entre el Bathoniense inferior y el Bajociense superior.
FORMACION CALIZAS DE DOMEÑO (GÓMEZ Y FERNÁNDEZ-LÓPEZ, 2004):
Esta Unidad de 45 metros de espesor en Domeño, pero con variaciones entre 0 y 100 metros, está constituida por calizas de microfilamentos con intercalaciones de margocalizas y margas calcáreas, bien estratificadas. Contiene montículos volcánicos. Localmente aparecen nódulos de sílex y son frecuentes las bioturbaciones (zoophycus y thalassinoides).
Son frecuentes los macrofósiles de invertebrados y su edad esta comprendida entre el Bathoniense inferior y el Bathoniense medio. El medio de deposición correspondería a una plataforma marina externa de salinidad normal.
Estas tres formaciones (Calizas del Pedregal, Calizas bioclásticas de Moscardón y Calizas de Domeño) estaban agrupadas en la Formación Carbonatada de Chelva, hoy ascendida al rango de Grupo. que comprendía el conjunto carbonatado que se desarrollaba entre los dos niveles de oolitos ferruginosos, el situado a techo de la Formación Calizas nódulosas de Casinos y el situado a techo de las Calizas de Domeño.
En la siguiente figura se puede ver la columna litoestratigrafica del Jurásico levantada por el IGME en el Pico del Remedio (Chelva):
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| Figura nº 57: Columna del Jurásico de Chelva. |
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| Figura nº 58: Sondeo STC. |
Esta columna puede ser completada con la obtenida en el sondeo de investigación hidrogeológica a testigo continuo del Barranco de la Fuente de Mariano (Domeño) que alcanzo los 504,20 metros de profundidad, en el que se ha atravesado la siguiente serie litológica del Dogger (Grupo Chelva):
De muro a techo:
-FORMACION CALIZAS Y DOLOMIAS TABLEADAS DE CUEVAS LABRADAS:
Con un espesor perforado de 153,5 metros esta constituida por calizas micriticas de colores grises y beiges en estratos de 0,20 a 1,00 metros de grosor con intercalaciones de margas beiges. Edad: Pliensbachiense.
-FORMACIÓN MARGAS GRISES DE CERRO PEZ:
De 19,1 m de espesor esta unidad litoestratigráfica constituida por caliza micrítica gris con láminas, bandeados y niveles centimétricos de margas con un nivel karstificado a techo. Edad
-FORMACIÓN CALIZAS BIOCLÁSTICAS DE BARAHONA:
De 13,0 metros de espesor esta Unidad está formada por calizas esparíticas en estratos de 10 a 60 cm con algunos niveles muy fosilíferos, llevan intercalaciones de niveles centimétricos de margas. Caliza bioclástica algo recristalizada (grainstone). Se han reconocido abundantes equinodermos junto a la siguiente microfauna: Frondicularia sp y Lingulina sp. Edad probable Lías Medio-Superior.
-FORMACIÓN ALTERNANCIA DE CALIZAS Y MARGAS DE TURMIEL:
Con un grosor de 19,1 m está constituida por una alternancia de calizas micríticas fosilíferas (biomicrita wackstone) con algunos granos de pirita oxidada y con algunas partes recristalizadas de color gris oscuro y niveles de margas negras en estratos de 10 a 50 cm muy fosilíferas. Contienen abundante macrofauna fósil de equinodermos, crinoideos, gasterópodos y bivalvos. Se ha reconocido la siguiente microfauna: Lenticulina sp, Epistomina sp y Frondicularia sp.
-FORMACIÓN CALIZAS NODULOSAS DE CASINOS.
Unidad con un grosor de 31.15 m constituida por 11,75 metros de caliza micrítica gris con abundantes fósiles. Se trata de una biomicrita con alta diagénesis que contiene numerosos restos fósiles piritizados, fragmentos de equinodermos, artejos de crinoides y secciones de ostrácodos. Se ha determinado la siguiente microfauna: Goblochaete cf. Spiniosa, Rotaliina y Lagenina. La edad seria Toarciense. Por encima aparece un tramo de 19.40 metros de caliza micrítica gris en estratos de 10 a 60 cm con intercalaciones centimétricas de margas. Puntualmente hay niveles con fragmentos de fósiles en la parte superior aparece caliza micrítica gris con abundantes pellets con niveles centimétricos de margas. Esta caliza esta karstificada y fracturada.
0,45 m. Capa de oolitos ferruginosos de la base del Dogger (Aaleniense), que marca el inicio del Grupo Chelva.
-FORMACIÓN EL PEDREGAL.
Formada por 40,3 metros de caliza micrítica gris con pocos fósiles. Filones de calcita y evidencias de disolución en juntas estilolíticas y planos de estratificación. Por encima calizas micriticas grises con interestratos margosos y belemnites. A techo nivel de dolomía gris oscura y calizas micriticas grises karstificadas, con nódulos ferruginosos y geodas. La edad de la Formación seria Bajociense.
-FORMACIÓN MOSCARDÓN:
Con un espesor de 30.60 metros está constituida en la base por 11,30 metros de caliza micrítica de color gris claro en estratos de 0,30 a 1 mts con nódulos esparíticos dispersos y frecuentes fósiles de braquiópodos y sin fósiles en la parte superior del tramo. A techo de la Formación 14.3 metros de calizas micríticas grises claras en estratos de 20 a 60 cm con muchos fósiles de belemnites, braquiópodos, y artejos de crinoideos. La edad de esta formación seria Bajociense mas alto.
-FORMACIÓN DOMEÑO:
Unidad con un espesor toral de 52,1 metros, formada por 12,70 metros de caliza micrítica gris clara en estratos de 10 a 40 cm con frecuentes niveles centimétricos de margas y caliza micrítica gris en estratos de 20 a 60 cm con algún interestrato margoso con fósiles de belemnites y braquiópodos. Encima aparecen calizas micríticas gris muy fosilíferas con abundantes nódulos ferruginosos. Se trata de una biopelmicrita (caliza de filamentos) con numerosos fragmentos de equinodermos, artejos de crinoides y secciones de pequeños bivalvos y ostreidos, además de pellets, gasterópodos, ostrácodos y melobesias. Se han determinado los siguientes foraminíferos: Globochaete cf. Spinulosa, Nautiloculina, Lenticulina, Astacolus, Lobatula, Rotaiina, Miliolina y Valvulinidos que indican una edad Bathoniense-Calloviense. Después de un nivel de caliza micrítica de color gris claro en estratos de 30 a 60 cm con pequeñas geodas y nódulos de pirita y fragmentos de fósiles, se localiza una caliza micrítica gris clara con fósiles de belemnites y braquiópodos presenta intercalaciones de niveles centimétricos de margas. Se trata de una bioespárita (caliza de filamentos) con alto grado de diagénesis contiene fragmentos de caparazones de equinodermos y pequeños bivalvos y la siguiente microfauna: Stomoisphaera sp, Lobatuta sp, Nautiloculina sp así como Rotalinas muy diagenizadas que indican la misma edad Bathoniense.
Figura nº 59: Microfotografía (x20 aumentos) de las calizas con nódulos de sílex encontradas
en la zona del Mirador de Alcotas (Acueducto de Peña Cortada)
-NIVEL DE OOLITOS FERRUGINOSOS DE ARROYOFRÍO:
Caliza gris rosáceo de grano grueso en estratos de 20 a 40 cm con belemnites y pátinas rojas. Encima un nivel métrico de oolitos ferruginosos con abundantes fósiles de ammonites y belemnites, Su espesor varía de 0,5 a 2,90 metros. Esta Unidad constituye un excelente nivel guía que marca el final del Jurásico Medio (Dogger) y del Grupo Chelva. Su edad abarca desde el Bathoniense al Oxfordiense.
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| Figura nº 60: Nivel de oolitos ferruginosos de Arroyofrio (Domeño; Valencia) |
Por encima se sitúa la Formación Calizas con Esponjas de Yátova del Oxfordiense de la que se perforaron 43 metros de calizas micriticas grises y beiges de 20 a 60 cmts de grosor con delgadas intercalaciones de margas. Se ha encontrado la siguiente microfauna: Soccocoma, Globochaete alpina, Protoglobigerina oxfordiana, Lenticulina Sp, Frombicularia sp, Ammodiscus sp y texruláridos.
En la siguiente figura se puede ver esta columna litoestratigrafica:
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| Figura nº 61: Columna del sondeo STC del Barranco de la Fuente de Mariano (Domeño; Valencia). |
TECTONICA.
La zona estudiada se encuentra en el Sector Levantino de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica, cordillera que corresponde (L. Liesa et al, 2018) a una cadena intraplaca formada durante el Paleógeno-Mioceno inferior a partir de la inversión sufrida por la Cuenca Ibérica extensional mesozoica debido a las compresiones transmitidas desde los márgenes de placa activos (Pirineos y Béticas): una de NE a NNE durante el Eoceno medio– Oligoceno superior y otra del SE al SSE durante el Mioceno inferior.
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| Figura nº 62: Esquema de la Cordillera Ibérica con la ubicación del Sector Levantino (SL). |
Al contrario que otras cadenas adyacentes, en la Cadena Ibérica se produjo a favor de una densa red de fracturas de desgarre, una importante subsidencia diferencial a lo largo de varias etapas de rifting y generándose una importante acumulación sedimentaria que propicio la formación de la Cuenca Ibérica, cuenca que sufrió una inversión durante la etapa de acortamiento cenozoico con la formación de grandes estructuras de dirección NW-SE. En la siguiente imagen se puede ver un perfil de las Cuencas Ibérica y del Ebro durante el Retiense (208 m.a.) y como el Triásico se va amoldando a un zócalo muy accidentado a causa de la existencia de zonas con subsidencias tectónicas muy diferentes:
La Cordillera Ibérica esta considerada como un aulacógeno o rift abortado en el que se sucedieron 4 etapas (ver gráfico de la siguiente figura) que condicionaron la evolución de la cuenca durante el Mesozoico. La segunda etapa es claramente postrift, de predominante subsidencia térmica, se extendió durante el Jurásico Inferior-Medio (Sinemuriense – Oxfordiense) y se caracterizo por una sedimentación carbonatada organizada en secuencias separadas por discontinuidades regionales, la ultima de las cuales marco una interrupción en la sedimentación al final del Calloviense y es la que describiremos. En la siguiente figura se puede ver loa distintos megaciclos sedimentarios (1, 2, 3 y 4) y los estadios de la evolución tectónica de la Cordillera Ibérica (Salas et al. 2001) junto a la columna estratigráfica sintética del Mesozoico (Mas et al 2002):
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| Figura nº 63:Etapas de formación de la Cordillera Ibérica. |
La formación de la Cadena comenzó en el Pérmico Inferior coincidiendo con el colapso gravitacional del Orógeno Varisco y la compartimentación del mismo a favor de un sistema de fracturas de desgarre conjugadas (NW-SE y NE-SW). El levantamiento continuo en el Pérmico Medio y Superior como consecuencia de la fragmentación del supercontinente Pangea con la apertura del Océano Atlántico y la expansión del Tethys, junto a la apertura del Golfo de Vizcaya y el giro en sentido levógiro de la Península Ibérica. La convergencia de las placas Europea, Ibérica y Africana producen esfuerzos compresivos que se traducen en una estructuración de la Cadena según una dirección tectónica NW-SE o Ibérica.
En el Anisiense (Triásico Medio) se inició, en la Cuenca Ibérica, la fase terminal de rifting que se prolongó hasta casi finales del Triásico Superior. Se produjo un aumento del área de sedimentación por el hundimiento de los flancos del rift. Esta fase final se vio afectada por el inicio de la subsidencia térmica aún bajo el control tectónico de las fallas principales. En la mitad oriental de la placa ibérica, y debido a la transgresión marina hacia el oeste del Tethys, se produjo una sucesión de depósitos carbonatados, en facies de Muschelkalk, que se prolongó hasta finales del Triásico Medio, cuando un evento regresivo generalizado y prolongado permitió la deposición de facies de Keuper. Este evento se extendió hasta el inicio de la etapa de posrift al final del Triásico, cuando la dinámica de la cuenca comenzó a ser controlada por la subsidencia térmica (J. López-Gómez at al 2019).
El Keuper en la Provincia de Valencia aflora a lo largo de corredores triásicos de origen tectónico o “grabens” limitados por fallas (Valle de Ayora, Canal de Navarres, Anticlinal de Bugarra, etc….) o en afloramientos asociados a grandes estructuras tectónicas ibéricas (Titaguas – Chelva – Losa del Obispo). También aparece en afloramientos dispersos tapados por depósitos cenozoicos en las Comarcas de La Hoya de Buñol, Campo del Turia y la Ribera Alta principalmente.
Generalmente, dentro de estas estructuras, el Keuper se presenta muy deformado de manera que, salvó en el Valle de Ayora, es muy difícil diferenciar las distantes formaciones que lo componen. Normalmente se presenta con pliegues muy apretados en parte de origen tectónico y en parte de origen diapírico y muchas veces llega a estar invertido complicando mucho su estudio.
En la siguiente imagen se puede ver un pliegue antiformal muy apretado, desarrollado en una alternancia de arcillas grises y rojizas y yesos laminados (K1?) en Manuel.
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| Figura nº 64; Pliegue antiformal en arcillas con yesos (Manuel; Valencia) |
DESCRIPCION GEOLOGICA DEL RECORRIDO.
Para aprovechar el agua en una zona como esta de topografía tan complicada, los romanos tuvieron que salvar dos accidentes geográficos muy importantes: La Rambla de Alcotas y El Barranco de la Cueva del Gato para lo que construyeron dos importantes infraestructuras hidráulicas elevadas (acueductos) de los que solo el ultimo se conserva mas o menos completo. Debido al estado de deterioro de la infraestructura en general y con el objeto de comprender la importancia y complejidad de esta obra voy a describir una infraestructura de características similares que se conserva en muy buen estado en la cercana Tarragona: El Acueducto de Tarraco (Puente del Diablo). Esta obra hidráulica es, junto al Acueducto de Segovia, de las más espectaculares de España. Esta infraestructura estaba destinada al abastecimiento de agua a la importante ciudad romana de Tarraco y fue construida en el siglo I d.C con reformas en tiempos de los árabes (Abderraman III) y posteriormente en el siglo XVII-XVIII. En la actualidad el monumento presenta un explendido aspecto:
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| Figura nº 65: Acueducto del Puente del Diablo (Tarragona) |
Para abastecer de agua a Tarraco los romanos captaron el agua en el Rio Gaya a 10 kilómetros al Este de la ciudad desde donde las aguas fueron conducidas por las montañas y el Valle de Francolí, mediante trincheras y tramos en galerías de mampostería y cemento, hasta llegar al Barranco de Los Arcos donde los ingenieros romanos tuvieron que diseñar un acueducto que les permitiera franquearlo. En la siguiente imagen se representa una obra de construcción de un acueducto en tiempo de los romanos:
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| Figura nº 66: Obras de construcción de un acueducto romano. |
El Acueducto del Puente del Diablo tiene una longitud de 217 metros con una altura máxima de 27 metros y está formado por dos hileras de arcos de medio punto de 5,90 metros de luz superpuestos (11 arcos en el primer piso y 25 arcos en el segundo) realizados en piedra sin ningún tipo de argamasa (opus cuadrata) sustentándose gracias al peso de los propios bloques de piedra.
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| Figura nº 67: Croquis del Acueducto del Puente del Diablo (Tarragona) |
Por la parte superior de la segunda fila de arcos discurre un canal realizado con cemento (opus cementicium) impermeable al agua tal como se puede apreciar en la fotografía de la siguiente figura
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| Figura nº 68: Canal que culmina el Acueducto del Puente del Diablo (Tarragona) |
RECORRIDO POR EL ACUEDUCTO DE PEÑA CORTADA (VALENCIA).
El Acueducto de Peña Cortada (Tuejar- Chelva- Calles) se inicia aguas abajo del Azud de Tuejar en el Paraje de El Molinar a una cota de 560 msnm, en un recodo del Rio Tuejar donde aprovechando una antigua terraza fluvial formada por conglomerados calcáreos cuaternarios consolidados y cementados se apoya una pequeña represa (saeptum) de pantalla vertical que deriva las aguas hacia un canal (specus).
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| Figura nº 69: Represa romana transversal al Río Tuejar (Tuejar; Valencia) |
En la siguiente imagen se puede ver como la presa aprovecha como apoyo el nivel de conglomerados calcáreos consolidados que constituyen una antigua terraza del rio Tuejar.
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| Figura nº 70: La presa romana apoyándose sobre un nivel de conglomerados. (Tuejar) |
El canal del acueducto comienza excavado en la roca dura que forman los conglomerados calcáreos consolidados de una antigua terraza fluvial, tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía:
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| Figura nº 71: inicio del canal del Acueducto de Peña Cortada (Tuejar; Valencia). |
Tras esta excavación terrenos conpactos el canal continua agua abajo por el cauce del Rio Tuejar por medio de una acequia de mampostería (actualmente casi perdida) que discurre cauce abajo sobre depósitos cuaternarios no consolidados y las margas triásicas:
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| Figura nº 72: Tramo de inicio del Canal del Acueducto de Peña Cortada (Tuejar). |
Posteriormente el acueducto se dirige hacia Chelva y desde allí a Calles, donde comienza la parte mas espectacular y turística del mismo, circulando por terrenos cuaternarios y triásicos generalmente de naturaleza blanda que ocasionan frecuentes problemas geotécnicos:
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| Figura nº 73: Canal moderno excavado en un talud de Keuper. |
Durante su recorrido el acueducto tiene que salvar gran cantidad de pequeños barrancos mediante canales elevados con una gran parecido al canal que corona el Puente del Diablo de Tarragona (figura nº ) tal como el que se ve en la siguiente fotografía situado en Chelva:
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| Figura nº 74: tramo del acueducto en Chelva. |
Antes de alcanzar Peña Cortada el acueducto tiene que salvar los 70 metros de anchura del Barranco de Alcotas lo que realizaba por medio de un Acueducto muy deteriorado del que solo quedan en pie tres pilares y un arco de gruesos sillares construidos con grandes bloques de piedra mediante la técnica de opus cuadratum con una técnica muy similar a los del Acueducto del Puente del Diablo de Tarragona, solo que en este caso, y dada la poca profundidad de la rambla, el acueducto debe de tener una solo fila de arcos:
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| Figura nº 75; Acueducto de la Rambla de Alcotas (Chelva; Valencia) |
El acceso a esta zona mas agreste y turística se realiza desde el aparcamiento de Peña Cortada en la Rambla de Alcotas ldonde se inicia un pequeño repecho en el que se localizaría el contacto entre el Keuper y el Jurásico que no llega a verse por encontrarse tapado. Este contacto se puede ver lateralmente donde se observa como sobre las margas triásicas se disponen las dolomías tableadas de la Formación Imón que también se observa con mucha claridad en el desvió de Ahillas, donde se trata de un contacto neto y brusco.
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| Figura nº 76: Contacto entre las margas del Keuper y las dolomias de la Formación Imón (Chelva; Valencia). |
Las dolomías de la Formación Imón en Chelva se organizan en estratos gruesos con delgados interestratos margosos grises. Los planos de estratificación se presentan ondulados y a veces bioturbados.
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| Figura nº 77: dolomias en bancos gruesos con interestratos de margas grises. Aparcamiento de Peña Cortada en la Rambla de Alcotas. |
En algunos bancos se distinguen laminaciones cruzadas en surco y de migración de ripples.
La parte mas espectacular y mejor conservada de la infraestructura hidráulica es el Tramo de acueducto que permite cruzar el Barranco del Gato un angosto cauce de 30 metros de profundidad y 35 metros de anchura que es salvado mediante una obra de tres gruesos pilares rematados por arcos de medio punto sobre los que se situaba el canal
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| Figura nº 78: Acueducto del bco del Gato (Chelva). |
En el Barranco del Gato se produce el contacto entre la Formación Imón y la Formación Cortes de Tajuña que viene marcado por un cambio en el grosor de la estratificación siendo masiva en esta última unidad. Para salvar este tramo o crestón de dolomias masivas los romanos excavaron un profundo tajo (de ahí el nombre de Peña Cortada) y un túnel en su parte final constituyendo la parte más espectacular del acueducto.
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| Figura nº 79: Tajo de Peña Cortada. |
Después de atravesado el crestón dolomítico principal el canal continua atravesando dolomias masivas de las Formaciones Cortes de Tajuña y Cuevas Labradas mediente una sucesión de túneles:
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| Figura nº 80: Túnel excavado en dolomías. |
El mas largo de estos túneles dispone de aberturas laterales al barranco de la Rambla de Alcotas:
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| Figura nº 81: Apertura al barranco en el túnel de Peña Cortada. |
Después de atravesar el tramo mas angosto del recorrido el acueducto esta formado por un canal, de anchura y profundidad métrica, excavado en la roca dolomítica salvo en aquellas zonas abiertas donde de construyeron diques de mamposteria.
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| Figura nº 82: Canal del acueducto excavado en las dolomias (carniolas) masivas de la Formación Cortes de Tajuña. Al fondo se puede ver el tajo de Peña Cortada. |
Según se avanza por el acueducto los túneles se van haciendo mas esporádicos y solo para atravesar bancos dolomiticos de poco grosor:
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| Figura nº 83 Pequeño túnel excavado en un tramo de dolomías con estratificación gruesa (Calles) |
Hacia la parte final de la parte visible del acueducto el canal se encuentra colmatado por materiales procedentes de los cada vez mas abundantes tramos margosos.
APORTACIONES A LA GEOLOGIA DE LA ZONA:
La cartografía geológica de la zona por la que discurre el acueducto (Hoja nº 666 CHELVA del MAGNA) tiene algunas imprecisiones que expondré a continuación. En el Valle del Rio Tuejar (Chelva) en la zona de la Playeta, bajo una cobertera discordante de travertinos cuaternarios, afloran con bastante extensión las margas rojas con yesos del Keuper que no figuran en la cartografía oficial del MAGNA. pese a su gran extension superficial.
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| Figura nº 84: Extenso afloramiento de Margas con yesos en Facies Keuper en el Rio Tuejar (Chelva; Valencia). |
Por otra parte la Sierra de La Torre de Castro por la que discurre mediante túneles y excavaciones en roca el acueducto romano figura cartografiada como un extenso afloramiento de Jurásico Inferior (Formaciones Imon, Cortes de Tajuña, Cuevas Labradas y Barahona) sin embargo a partir del Barranco del Mirador aparecen claramente rocas del Jurásico Medio que pueden atribuirse a la Formación Carbonatada de Chelva en base a su litología compuesta de calizas cristalinas grises con nódulos de sílex y a la presencia de niveles con cancellophycus y belemnites, así como de fauna (Bivalvos) silidificada.
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| Figura nº 85: Collaje fotográfico de los terrenos atribuidos al Dogger en Peña Cortada (Chelva): Foto1)- calizas grises de grano fino con nódulos de sílex, Foto 2) Rostro de Belemnites, Foto 3): Fósiles de bivalvos silidifocados, Foto 4) Superficie de estratificación bioturbada por Cancelofycus. |
Debido a la mala calidad de los afloramientos no es posible discernir a que formación de las que componen en Grupo Chelva pertenecen estos terrenos, para ello será necesario volver a la zona y hacer un estudio específico para ver si se pueden encontrar fósiles clasificables, especialmente ammonites.
Ademas de la Ruta del Acueducto en la zona también se puede visitar el Pico del Remedio desde el que se contemplan una vistas de toda la zona:
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| Figura nº 86: Vista desde el Pico del Remedio (Chelva). Se observa el crestón de carbonatos masivos que corresponden con las dolomias del Lías (Formación Cortes de Tajuña). |
Otra zona interesante es la Playeta en el Rio Tuejar en Chelva donde se puede ver el Muschelkalk verticalizado:
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| Figura nº 87: La Playeta de Chelva en el Rio Tuejar. |
BIBLIOGRAFIA:
Federico Orí Cabo (1973) El Keuper del Levante Español.
A. Pérez-López, N. Solé de Porta y F. Orti (1996) Facies carbonato-evaporíticas del Trías Superior y transito al Lías en el Levante Español: nuevas precisiones estratigráficas.
José López-Gómez (1985). Sedimentología y estratigrafía de los materiales pérmicos y triásicos del sector SE de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica entre Cueva del Hierro y Chelva (Provincia de Cuenca y Valencia).
J. López Gómez y A. Arche Millares (1992). Unidades litoestratigráficas del Pérmico y del Triásico Inferior y Medio en el Sector SE de la Cordillera Ibérica
Juan J. Gómez (1979). El Jurásico en Facies carbonatada del sector levantino de la Cordillera Ibérica.
I.Arnal et al. (2002). La Plataforma Carbonatada epeírica (Formaciones Imón e Isabena) del Triásico Superior del NE de la Península Ibérica.
M.J. Escudero-Mozo et al. (2014). Plataformas carbonatadas del Triásico Medio en el este de Iberia: Evolución de sus faunas y significado paleogeográfico en el Tethys Occidental.
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V. Borruel-Abadia et al (2014). Paleoenvironmental reconstruction of the early Anisian from sedimentology and plant remains in the SE iberian Range (E. Spain).
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