miércoles, 29 de junio de 2022

EL LIMITE TRIASICO-JURASICO EN ASTURIAS.

 



En la entrada correspondiente a la minería de sulfatos en Gijón (Mi Geoblog: Octubre de 2018) ya he descrito el límite triásico-jurásico en Gijón donde los afloramientos son muy escasos y de mala calidad y los datos sobre la estratigrafía proceden principalmente de sondeos de investigación minera y algunos estudios geológicos sobre el Permotriásico (Villaviciosa, etc...). En esta entrada complementare el estudio de este límite con un perfil estratigráfico, casi completo y mucho mejor expuesto, que se localiza en la Playa de Caravia (Arenal de Moris) y que como se verá presenta ciertas particularidades que no se presentan en los perfiles descritos en otras zonas, incluida la Ibérica. 

 

Se describirá una sección litoestratigráfica que comprende la transición desde el Triásico superior (Formación Fuentes) al Jurásico Inferior (Formación Gijón) por medio de la conocida como Unidad de Transición (Capas de Caravia), un abigarrado conjunto de arcillas grises y rojizas, brechas intraformacionales, areniscas rojas, conglomerados poligénicos, arcillitas pizarrosas negras con dolomías tableadas grises. Finalmente se correlacionarán estos terrenos con las secuencias del Triásico ibérico-levantino.    

  

EL PERMOTRIAS.

 

Los terrenos Permotriásicos aparecen en todos los continentes y tienen una gran importancia en muchas zonas donde pueden alcanzar grandes espesores y cubrir enormes extensiones. El estudio de los terrenos de esta edad se encuentra con la dificultad de que esta es una época con una gran escasez de faunas y floras fósiles, escasez derivada de ser un periodo acotado por dos de las cinco grandes extinciones: la Gran Mortandad de finales del Pérmico y la extinción masiva del límite Triásico-Jurásico (TJB) además localizarse, en este tiempo, el Evento Pluvial Carniense (CPE) durante el cual se desarrolla una gran crisis biológica, que incluye al evento de dispersión de los dinosaurios (DDE) tal como se detalla en la entrada de febrero de 2022 en este mismo blog. Por otra parte, muchos de los sedimentos que se depositaron en esta época están constituidos por rocas detríticas, areniscas y arcillitas rojas, en facies continentales (Buntsandtein) y evaporíticas (yesos y anhidritas), en facies Keuper, que son muy poco favorables para el desarrollo de los procesos de fosilización. 

 

En Asturias hay que añadir a todo esto la mala calidad de los afloramientos compensada, solo parcialmente, con los perfiles de algunos sondeos mineros y los escasos afloramientos en los acantilados de la costa. La escasez de macrofaunas fósiles ha sido suplida con estudios micropaleontológicos, más concretamente de los palinológicos, lo que han permitido completar las escasas dataciones cronológicas disponibles.


Figura nº 1: Reconstrucción paleogeográfica del supercontinente Pangea y los océanos Panthalasa y
Tethys hace 230 Ma. Se observa la situación de la Cordillera Central resultante de la colisión de los
continentes Laurasia y Gondwana. 


En el límite Triásico-Jurásico (TJB), ocurrido hace 201,36 Ma, se produjo una importante extinción en el ámbito marino y terrestre, la tercera más grande del Fanerozoico, y considerada una de las “big five” (cinco mayores extinciones). Se produjo la extinción de alrededor del 30% de las especies marinas y el 50% de las especies de tetrápodos terrestres, a la vez que ocurrió una importante renovación en la megaflora. Este límite está muy estudiado en los Alpes donde se han contabilizado pérdidas masivas de especies marinas (bivalvos y gasterópodos), hasta el punto de que los cefalópodos ammonoideos casi se extinguieron. El Triásico Tardío (Carniense) se caracteriza por la aparición en el registro fósil de muchos de los clados "modernos" de tetrápodos continentales (dinosaurios, mamíferos, tortugas, lepidosaurios, ranas y salamandras) o sus parientes cercanos. El evento CPE afecto a las plantas terrestres de tal manera que se constata un cambio dramático desde floras con una alta diversidad a floras compuestas casi en su totalidad por coníferas cheirolepidáceas (Corollina o Classopollis).


Figura nº 2: Principales eventos de extinción durante el Eón Fanerozoico. La extinción del
límite Triásico-Jurásico (+-200 ma) esta incluida dentro de las cinco mayores extinciones del Eón.


El estudio de estos eventos de extinción choca con un obstáculo importante: la escasez de estudios detallados de secuencias continúas de estratos continentales que van desde el Noriense-Rétiense hasta el Jurásico basal y el hecho de que el Retiense carece de estratotipo. Los estudios más detallados son los realizados en Europa (Cuenca Germánica), en Groenlandia y en EEUU. Para establecer a una escala temporal y geográfica precisa y el patrón de un cambio biótico en ambientes continentales se requiere la identificación y el estudio sistemático de secuencias fosilíferas continuas en dichos ambientes y correlacionarlas con los cambios, mejor conocidos, en las comunidades marinas. Pero las correlaciones globales de las sucesiones del TJB se ven obstaculizadas por el hecho de que muchos de los grupos de fósiles utilizados tradicionalmente para dataciones, como los ammonites, se vieron gravemente afectados por las sucesivas crisis biológicas.

 

Al igual que lo ocurrido al final del Pérmico, las evidencias geológicas también apuntan a un calentamiento extremo como la causa principal de las extinciones finitriásicas, calentamiento asociado a una gran actividad eruptiva, esta vez ubicada en la denominda: Provincia magmática del Atlántico central


Figura nº 3: Mapas paleogeográficos del supercontinente Pangea durante el Carniense tardio
 (+-230 Ma) y del Retiense tardío (+-202 Ma) con la situación de los principales centros de
emisiones volcánicas a lo largo de la Provincia Magmática del Atlantico Central.  


Se cree que esta actividad magmática duro al menos un millón de años ocasionando una gran actividad sísmica, tal como parecen indicar las sismitas que aparecen con mucha frecuencia alrededor del límite Triásico-Jurásico (TJB). En la siguiente figura se pueden ver los principales centros de emisión de lavas en el límite Triásico-Jurásico.


Figura nº 4: Situación de la Provincia
Magmática del Atlántico Central.
Las emisiones de CO2 producidas por esta actividad volcánica se sumaron al ya alto contenido de este gas en la atmósfera. También hay quien considera que, en el TJB y durante unos 200.000 años, se produjo una inyección de carbono a la atmosfera, carbono procedente de la liberación de metano, lo que también podría haber ayudado al desencadenamiento del evento de extinción. 


Por otra parte un estudio geoquímico realizado en Polonia indica un marcado aumento en los isómeros pirolíticos y carbones asociados con el aumento de los incendios forestales en el Jurásico temprano (Marynowski y Simoneit, 2009) y registros del Este de Groenlandia también muestra un aumento de cinco veces en el carbón vegetal en el Jurásico más temprano, coincidiendo con un cambio de especies de plantas de hoja ancha a taxones de hojas más angostas que aumentarían el índice de inflamabilidad de las plantas durante un período de altas temperaturas e incremento de actividad de las tormentas (Blecher et al., 2010). 

 

Una reevaluación reciente de la edad de la fase más antigua de intrusivos máficos del Atlántico central (Davies et al., 2017) mediante datación U/Pb de alta precisión muestra que la actividad magmática había comenzado hace unos 100.000 años antes del límite Triásico-Jurásico y por lo tanto se puede correlacionar con el inicio de los cambios climáticos y bióticos.


EL RIFTING PERMO-TRIASICO.

 

Durante el Pérmico-Triásico aconteció la primera de las dos etapas de rifting mesozoico registradas en la Península Ibérica. Los primeros movimientos del rifting tuvieron lugar a inicios del Pérmico cuando comenzó la ruptura del supercontinente Pangea. Las cuencas postorogénicas comenzaron a formarse poco después del levantamiento de la Cordillera Varisca como consecuencia de una tectónica extensional controlada por grandes fracturas sin y posthercínicas. Se considera que esta primera etapa de rifting está compuesta de dos fases separadas, una inicial o fase tectónica y una fase madura o de hundimiento térmico posterior durante la cual se produjeron las primeras incursiones marinas todavía parciales.


Figura nº 5: Esquema paleogeográfico del SE de Europa durante el Triásico Tardío. Al Este se
encuentra el Oceano Neotethys con depositos marinos profundos y de plataforma somera.
Este mar penetra hacia Europa a través del rift Magred-Gibraltar (MG) y posteriormente
a través de rift de la Bahia de Vizcaya (BB). Tomado de J.L. Benedetto, 2019.

Uno de los efectos de esta tectónica distensiva es el emplazamiento, de magmas calco-alcalinos, en niveles corticales altos, incluso llegando a la superficie, como en Asturias (Cuenca de Villaviciosa) donde aparecen como intercalaciones volcánicas en terrenos del Pérmico Inferior (ca. 310-295 M.a.). Al mismo tiempo en el Cantábrico oriental (Infiesto, Santander,…) se emplazaron pequeños plutones. A finales del Pérmico Inferior una disminución de la actividad ígnea, ocasiona que el relleno de las cuencas postectónicas pase de volcanoclástico a sedimentario con los aportes procedentes de los relieves próximos y con importantes interrupciones en el registro sedimentario. Durante el Triásico Tardío-Jurásico Medio continúo, y se generalizo, el hundimiento térmico con el desarrollo de extensas plataformas marinas en una etapa postrift o de margen pasiva.


Las mayores cuencas pérmico-triásicas existentes en la Península Ibérica son las cuencas Pirenaica, Ibérica, Catalana, Ebro, Bética y Balear. Estas cuencas se encuentran bordeando al Macizo Ibérico, una parte del cinturón orogénico varisco. 


Figura nº 5: Situación de la Cuenca Permotriásica Asturiana respecto a los principales rifts
permotriásicos ibéricos.


En la parte central de la Zona Cantábrica se localizan, entre otras, las cuencas de Villaviciosa y La Justa-Aramil que presentan una orientación NE-SW predominante varisca, mientras que las cuencas situadas en la parte más oriental de la Zona (Región de los Picos de Europa y Comarca del Pisuerga-Carrión) tienen dirección E–O con tendencias NW-SE, relacionadas con cabalgamientos variscos y fallas tardivariscas respectivamente (López- Gómez et al. 2019). Cerca de la costa asturiana se conservan algunos restos del Permo-Triásico que incluyen sucesiones del Estefaniense tardío, Pérmico y Triásico.

  

Tres sistemas de fallas, formados durante la orogenia varisca tardía, afectan a los depósitos mesozoicos dentro del área asturiana: 

 

(i)             un sistema de fallas de tendencia NE-SW,

(ii)           un sistema de estructuras de tendencia NW-SE, incluido la falla cantábrica o Ventaniella (Julivert 1960; Martínez Álvarez 1968)

(iii)          un sistema de fallas ENE-WSW y ESE-WNW, incluida la falla Llanera

Todos estos sistemas muestran evidencias de una reactivación durante el Jurásico tardío seguida de una extensión durante el Cretácico tardío y los eventos tectónicos compresionales del Cenozoico. 


EL PERMO-TRIAS DE ASTURIAS.


Entre los muy conocidos terrenos del Carbonífero asturiano y el Jurásico de la cobertera mesozoica hay una muy gruesa serie, de amplia distribución geográfica, mucho menos conocida que las series infra y suprayacentes, pese a que tiene un gran interés geológico por su potencial mineral (especialmente en yesos y fluoritas) y por constituir la cobertera que cubre terrenos potencialmente carboníferos (por ejemplo, en La Camocha). En la siguiente figura se puede ver la distribución de los terrenos permotriásicos (en morado en el mapa de la siguiente figura) en Asturias.    


Figura nº 7: Mapa geológico de la zona central de Asturias con la situación de los principales
afloramientos de Pérmico (Pr) y Triásico (Tr). 


Tal como se puede apreciar en el mapa geológico el control de los afloramientos permotriásicos es tectónico, por una parte, la Falla Ventaniella y la fractura que limita por el Sur al Surco de Oviedo, controlan los afloramientos del sector Avilés-Gijón y por otra parte la Falla de Villaviciosa y su prolongación hacia el Suroeste delimita los afloramientos del Sector Villaviciosa-Caravia y la prolongación de los mismos hacia Mieres. El Pérmico está muy desarrollado hacia los bordes más próximos al zócalo paleozoico mientras que el Triásico se desarrolla más el interior de la Cuenca Mesozoica.  


El Triásico en Asturias se encuadra dentro del conocido como Triásico hespérico (F. Ortí 2017) que se encuentra rodeando el Macizo Ibérico y se caracteriza por estar formado por depósitos continentales, sin carbonatos.   


Figura nº 8: Esquema con la distribución de afloramientos triásicos en la Península Ibérica y
separación entre los diferentes dominios definidos por F. Ortí. 

Los depósitos de la Cordillera Cantábrica, anteriormente conocidos como Permotriásicos, están constituidos en realidad por retazos de edades variables, entre Carbonífero terminal y Triásico terminal-Jurásico. Dichos depósitos se formaron en diversas fases tectónicas sucesivas, posteriores a la denominada Fase Astúrica que deforma a sedimentos del Pérmico Inferior (Ghezelienses-Autunienses) datados mediante faunas marinas (Villa y Van Ginkel 1999) y han sido afectados de diferente manera por estos movimientos postvariscos.


En el intervalo temporal que va del Carbonífero terminal al Pérmico se reconocen tres conjuntos principales, cuyas relaciones entre sí y con el basamento y la cobertera son complejas y dan lugar a diversas consideraciones sobre su depósito y la evolución tectónica del zócalo sobre el que se encuentran. 


Desde el punto de vista estratigráfico la descripción de los tres conjuntos se realiza sin distinguir entre cuencas y cubetas concretas ya que los depósitos se encuentran dispersos en una gran superficie (miles de kilómetros cuadrados) en la que, por causas tectónicas, se pueden presentar sucesiones muy potentes junto áreas donde pueden faltar por completo:   


Conjunto inferior (Gzheliense-Autuniense). Tiene un espesor de 25 metros en los retazos más occidentales y 80 metros en el área Vasco-Cantábrica y está constituido por unos metros de conglomerados calcáreos en la base, siempre en discordancia con las calizas carboníferas, seguidos por areniscas que pasan a ortocuarcitas hacia el oeste, con intercalaciones limolíticas y lutíticas y calizas en la parte superior que, a veces, están eliminadas por la erosión del conjunto intermedio o por los depósitos más modernos. Este conjunto fue denominado Formación Mestas de Con (Martínez García et al, 1991), localidad situada al este de Cangas de Onís, en un retazo aislado debajo de la cobertera cretácica, donde se encontró una flora de edad Autuniense junto con moldes de fusulinidos y bivalvos en una sucesión de areniscas con lutitas oscuras y calizas en la parte superior. La localidad más occidental en donde se encuentra esta formación es Sebarga en el interior del Manto del Ponga. Más al Este aparecen diversos retazos en el área de Gamonedo todos ellos afectados por los cabalgamientos del Paleozoico superior que son así mismos fosilizados por sedimentos autunienses. El afloramiento más continuo de la Formación Mestas de Con se encuentra en la base de la sucesión vasco-cantábrica junto a la localidad de Suarias (Asturias) pudiendo ser reconocida hasta Puente Viesgo (Cantabria), siempre debajo de la sucesión cretácica, con unos escasos 25 metros de conglomerados calcáreos poco rodados en la base seguidos de cuarcitas blancas y areniscas (25-40 metros) con intercalaciones limolíticas. En este tramo se han encontrado fusulinas. En cuarcitas situadas a pocos metros (6-7) del muro de la formación se ha encontrado una flora compuesta por Neuropteris cf neuropteroides, Neuropteris pseudoblissii, Linopteris gangamopteroides, Callipteridium gigas, Pseudomariopteris paleaui, Polimorfopteris polimorfa y Calamites sp. Esta flora se ha atribuido al Estefaniense B alto sin descartarse un Estefaniense C-Autuniense.   


Figura nº 9: Polymorphopteris (Pecopteris) polimorfa WAGNER 1959.


Conjunto intermedio (Autuniense). Puede superar los 600 metros de espesor y está limitado a depresiones tectónicas de dirección NE-SW desplazadas posteriormente por fallas de dirección E-W. La sucesión tipo se encuentra en el área Villaviciosa - Langreo donde reposa en discordancia sobre depósitos carboníferos o más antiguos. Su parte inferior o Formación Sotres (Martínez García, 1981) puede alcanzar hasta los 100 metros de espesor y está constituida por conglomerados calcáreos de hasta unas decenas de metros de espesor, seguidos de capas de calizas de algas intercaladas entre lutitas grises, areniscas y numerosas rocas volcánicas de tipo calcoalcalino (Valverde Vaquero 1982). Esta sucesión aflora también en los Picos de Europa en la localidad de Sotres donde el volcanismo es más reducido y donde ha sido datada como Autuniense (Wagner y Martínez García 1982). Se puede establecer una relación con las formaciones Arroyo y Paraes del área de Peña Sagra en la sucesión Vasco Cantábrica donde tienen un mayor espesor. Sobre la Formación Sotres se sitúa, en aparente concordancia, la Formación Cabranes (Martínez García, 1991) constituida por lavas, aglomerados y cenizas volcánicas de carácter calcoalcalino con un espesor variable que puede llegar a los 500 metros y que ha proporcionado plantas del Autuniense. La Formación Cabranes presenta numerosos cambios laterales de facies en un ambiente sedimentario fluvial (Suarez Rodríguez 1988).


Conjunto superior (¿Pérmico inferior, Artinskiense?). Incluye sedimentos fluviales y lacustres de color rojo vinoso que aparecen en numerosos retazos en las zonas Cantábricas y Palentina discordante sobre las formaciones Cabranes, Sotres y Mestas de Con o sobre el conjunto carbonífero sinorogénico (Kasimoviense) y preorogénico (Moscoviense). Este conjunto ha sido definido como Formación Caravia y está formado por sedimentos detríticos de origen fluvial con intercalaciones de carbonatos de gran interés metalogénico (Martínez García 1981). Puede superar los 100 metros de espesor y contiene una flora del Pérmico Inferior (Artinskiense?) junto a numerosos icnofósiles y huellas de tetrápodos (Gand et al, 1997). En la sucesión Vasco Cantábrica el conjunto está recubierto discordantemente por potentes conglomerados de facies Buntsandtein. En Asturias aparecen encima lutitas rojas, verdes y negras con intercalaciones de yesos (Formación Fuentes) cuyas lutitas rojas basales han proporcionado una flora de edad Rhaetiense existiendo un importante accidente extensional entre ambas formaciones (Martínez García 2001).


En la siguiente figura se puede ver la correlación entre las columnas del Permotrias en varios lugares de Asturias:



Evolución tectónica.  Las sucesiones y retazos estudiados permiten concluir que el Carbonífero terminal (Estefaniense), discordante sobre la sucesión post-astúrica, y el Pérmico inferior (Autuniense-Artinskiense) se depositaron durante una etapa de intensa actividad tectónica, posiblemente ligada a una megacizalla dextrosa de dirección E-W paralela al Mar Cantábrico y a los Pirineos. La primera etapa de carácter distensivo sería responsable de la retirada del Tethys hacia el este, depositándose el Conjunto inferior. La segunda etapa de carácter compresivo daría origen a las zonas transversales de extrusión magmática y sería responsable de la formación del conjunto intermedio y de las variaciones laterales del contenido volcánico en zonas de mayor o menor subsidencia. La fracturación responsable del ascenso magmático serviría posteriormente para la formación de semigraven en la etapa en la etapa distensiva que preludia el depósito del conjunto superior conservándose así los conjuntos inferior y medio en depresiones que parecen mantener una separación regular de 50 kilómetros. Por último, la megacizalla adquiere un carácter extensional y el movimiento dextroso se restringe a zonas concretas dando lugar a la formación de numerosos bloques de poca profundidad que son dispersados por el movimiento de grandes fracturas situadas entre los diferentes fragmentos continentales uno de los cuales sería la recién formada placa ibérica. Es probable que el movimiento de estas fallas transcurrentes cesara en el Triásico.  


Climatologia: Los climas triásicos marcaron la transición de la glaciación del Paleozoico tardío al clima tropical del Mesozoico medio-tardío. Durante el Triásico no hay evidencia de bloques de hielo en los reinos boreal o austral por lo que no hubo edades glaciales. El Triásico fue una época muy calurosa con cinturones secos (desérticos) subtropicales relativamente anchos situado entre los 10º a 30º de latitud, como se deduce de la amplia distribución latitudinal de las evaporitas triásicas. En la siguiente figura se puede ver un esquema paleoclimático del supercontinente Pangea. 


Figura nº 11: Esquema paleogeográfico con los diferentes climas del Triásico. Se observa que
alrededor del Océano Tethys se sitúan climas tropicales y subtropicales mientras que los climas
más frios quedan relegados a las zonas mas cerca de los polos.


EL LIMITE TJB EN ASTURIAS.


Los niveles estratigráficos que contienen la transición Triásico-Jurásico (TJB) en Asturias se encuentran dentro de las calizas, dolomías y lutitas bien estratificadas conocidas como Miembro Solís de la parte inferior de la Formación Gijón. El Miembro Solís se sitúa sobre las lutitas y evaporitas conocidas como “Capas de Transición de la Playa Caravia” (Suárez-Vega, 1974) o la “Unidad de lutitas y evaporitas” (Barrón et al. 2006b), y sobre ellos se sitúan los carbonatos, evaporitas y margas del Miembro Barzana o las equivalentes brechas de colapso del Miembro Fabares de la mencionada Formación Gijón.


El límite TJB se colocó originalmente dentro de las conocidas “Capas de transición de la playa de Caravia”, definidas por Suárez-Vega (1974), pero actualmente estos lechos se consideran de edad completamente rética (Martínez García et al., 1998; Barrón et al., 2002) estando el límite con el Jurásico en la parte inferior del Miembro Solís tal como indican los estudios palinológicos (Gómez et al. 2007) y la presencia de algunos ammonites como el Caloceras pirondi (REYNES) descubierto (Llopis, 1961; Dubar et al., 1963) cerca de Corvera (sureste de Avilés) en un fragmento desprendido de una lumaquela calcárea con bivalvos (ver figura).  Así mismo, ejemplares de Psiloceras sp encontrados en Colunga indican una edad Hettangiense para la parte superior del Miembro Solís, edad coincidente con la aportada por la palinología.   


Figura nº 12: A la izquierda el ejemplar de Caloceras pirondi REYNES encontrado en Corvera
(Aviles) y mencionado en muchos estudios sobre el Jurásico de Asturias. A la derecha envés del
mismo fósil con gran cantidad de bivalvos: Isocyprina sp., Pteromya sp. y posiblemente (flecha
blanca) Cuneigervillia sp. 

En los acantilados de Villar (Villaviciosa) se encontró otro ejemplar de Caloceras (R. Mouterde et al 1977) que como en el caso del ejemplar de Solís, también se encontró suelto cerca de niveles de calizas más o menos nodulosas compactas y grises que contienen Asteroceras del Lotaringiense (parte inferior del Sinemuriense superior).


ESTRATIGRAFIA DEL TJB EN ASTURIAS.

Suarez Vega (1974) en su estudio sobre el Jurásico de Asturias estudia el límite Triásico-Jurásico en los siguientes perfiles estratigráficos:


Perfil de Sotiello.


TECHO:


-18 mts: Calizas y dolomías bien estratificadas con lamelibranquios sueltos. Calizas tableadas de La Pedrera.

-2 mts: Margas.

-45 mts: Dolomías en bancos gruesos con algunos niveles que se acuñan lateralmente de margas. Dolomías de Solís y Sotiello.

-10 metros: Margas y arcillas del Tramo de Transición.

-12 mts: Evaporitas con margas.

-6 mts: Margas y arcillas.

MURO: ¿


Figura nº 13: Perfil de Sotiello (Gijón) tomado de Suarez Vega (1974).


PERFIL EN EL SONDEO CAMPAÑONES (GIJÓN).

 

En este sondeo se alcanzó el Tramo de Transición a 220 metros de profundidad bajo las Dolomías del Miembro Solís, con la siguiente columna estratigráfica de arriba a abajo:

 

-15mts: Areniscas y dolomías.

-20 mts: Arcillas con evaporitas.

-10 mts: Horizonte de dolomías equivalentes al de Caloceras de Llopis (1965). 

-5 mts: Margas.

-15 mts: Dolomías con evaporitas.

-5 mts: Margas.

-3 mts: Dolomías.

-7 mts: Arcillas con yesos rojos y grises.

-5 mts: Margas rojas con algún horizonte areniscoso.


Figura nº 14: Perfil estratigráfico del Sondeo Campoñones (Gijón) tomado de Suarez Vega.

PERFIL DE LA PLAYA DE CARAVIA:


TECHO: dolomías y carniolas.


-12 mts: margas grises, bien estratificadas, en unidades de espesor centimétrico. En la base aparecen margas nodulosas poco coherentes. Al estar comprendidas entre dos conjuntos más resistentes estas margas presentan una cierta disarmonía estructural por lo que su potencia es aproximada

-5 mts: arcillas de tonos grises a rojizos, irregularmente estratificadas. En ellas se observa una trama dendriforme en la que pueden aparecer nódulos carbonatados. Se encuentra un predominio de los tonos grises sobre los rojos al techo y a la inversa en el muro. Aparecen agregados cristalinos de cuarzo.

-25 metros: arcillas con algo de arena fina, rojas, con leves intercalaciones grisáceas que se van haciendo más frecuentes según se asciende en la serie. Contiene agregados cristalinos de cuarzo

MURO: Derrubios. 

Figura nº 15: Perfil estratigráfico de la Playa de Caravia tomado de Suarez Vega (1974)


La investigación minera también ha permitido obtener algunos perfiles del Permotriásico:


COLUMNA DE LA MINA FELISA


Está serie, descrita por Manjón & Claverol, está compuesta por lutitas grises y negras con esporádicas intercalaciones de anhidrita nodular, que se van engrosando hacia el techo, y delgadas capas de dolomías. En la parte más alta aparecen un tramo yesífero, objeto de explotación, con un espesor de hasta 3 metros que lateralmente puede pasar a anhidritas o contener láminas milimétricas de lutitas y dolomías. La litología dominante del Keuper son las lutitas dolomíticas rojas y esporádicamente verdes con laminaciones paralelas y onduladas. Hacia el techo estas lutitas presentan de colores grises y/o negros y contienen nódulos de yeso o de anhidrita y yeso fibroso. Serian depósitos de llanuras fluviales distales (lutíticas y pobres en sulfatos) posiblemente conectadas con llanuras mareales terrígenas.


Estas lutitas presentan intercalaciones de dolomías de grano muy fino (dolomícritas) con algunos ooides, intraclastos, pellets y cristales de yeso diagénetico. Presentan laminaciones paralelas, onduladas y convolutas y huellas de carga. Estos carbonatos corresponderían a depósitos transgresivos pobres en sulfatos que se sitúan encima de las facies terrígenas de grano fino. En la siguiente figura se puede ver la descripción detallada de la columna litoestratigráfica de esta mina.  


Las facies evaporíticas son principalmente de tres tipos:

 

-  Anhidritas nodulares. Aparecen como horizontes nodulosos y/o delgadas capas (cm) también nodulosas. Están formadas por placas de anhidrita en una matriz dolomícritica con una importante yesificación secundaria. Se presentan como nódulos irregulares, principalmente aplanados.

-       Yesos laminados. Es el principal tramo explotado en la mina y se sitúan en la parte más alta de la serie. Los yesos presentan laminaciones de dolomicritas arcillosas u anhidritas microcristalinas o en “caja de huevos” que pueden ser paralelas, onduladas, convolutes, estructuras de inyección (flame), huellas de carga y slumps. También se encuentran porfidoblastos y cristales seleníticos y también idiomorfos de yesos, sulfuros y cuarzo euhedral.

-  Yesos fibrosos. De color blanco se presentan rellenando una densa red de fracturas.         

Estos depósitos evaporíticos, principalmente anhidríticos con yeso secundario, se desarrollan sobre llanuras fangosas hipersalinas, ricas en sulfatos de procedencia marina, en un ambiente de sabhka costera. Las condiciones de formación de estos depósitos son similares a las evaporitas de la cuenca de Levante.


PERFIL DE LA MINA EMILIO (CARAVIA).


Sánchez (1990) levanto la siguiente columna en la mina Emilio de Caravia.

PERFIL DE LA CAMOCHA (GIJON).


A.Pierren et al (1995) estudiaron, mediante sondeos mineros, el recubrimiento permotriásico de Gijón (Mina de La Camocha) y establecieron un total de 8 unidades diferenciadas:


MURO: CARBONIFERO.


— Unidad conglomerática basal: Se dispone discordante y erosiva sobre el Carbonífero. Se trata de un conjunto de conglomerados con cantos redondeados de cuarzo y arenisca, esporádicamente de caliza y limolita, muy mal clasificados por tamaños (de 1 y 20 cm), con un tamaño medio de 3-4 cm. Se presentan en sets canalizados con grano selección positiva, en los que es frecuente encontrar areniscas de grano grueso. El espesor de la Unidad oscila entre 2 metros (Arroyo Vilorteo) y los 87 metros (Caldones). 


— Unidad de limos inferiores: gradualmente sobre unidad anterior se dispone un conjunto homogéneo de limos arenosos y areniscas de grano muy fino, de color rojizo, con un espesor que varía entre 8 y 25 metros. Presenta frecuentemente «fantasmas» de calichificación poco marcados. Aparecen lentejones aislados de areniscas microconglomeráticas, que se pueden interpretar como canales.


— Unidad de caliches: Unidad formada por limos arenosos de color granate similares a los del tramo anterior, que presentan niveles de caliches y costras carbonatadas que aumentan progresivamente desde la base y son totalmente dominantes en el techo de la unidad confiriendo a la misma un aspecto brechoide característico, semejante al de una piel de serpiente sobre fondo granate o rojizo. habiéndose descrito frecuentemente esta unidad con la denominación de “Brecha Margosa”. Es frecuente en esta unidad la presencia de uno o dos niveles de 60 cm a 1 metro de espesor de conglomerados de cantos silíceos y cemento carbonatado. Los cantos son de cuarzo filoniano, metacuarcita y arenisca. La potencia de la unidad, muy constante, es de unos 30 metros.


— Unidad de Calizas o «Brecha Caliza»: Por su gran dureza, color muy claro, aspecto marmóreo y mineralizaciones de fluorita y barita, es junto con los conglomerados basales, la unidad más representativa del Pérmico local. Mantenemos aquí la antigua denominación de «brecha caliza» por ser elocuente en cuanto al aspecto de la unidad. Por este aspecto brechoide, y por integrar localmente canales de grandes cantos siliciclásticos redondeados, en algunos trabajos antiguos, se pararon los sondeos en esta unidad al considerar que se había alcanzado la unidad basal de conglomerados. El contacto inferior es bastante neto. La litología original corresponde a calizas y areniscas detríticas con cemento dolomítico (ambas de color muy claro), y conglomerados calcáreos blancos, que como las areniscas tienen matriz samitica y cemento dolomítico, y una posterior e intensa recristalización, con aparición de grandes cristales de espato. Es característica la mineralización hidrotermal de fluorita y barita, acompañadas de calcita y pirita, que cristaliza en la parte superior de la unidad. Esta mineralización ha sido explotada por ejemplo en Villabona y Pinzales (Martínez García 1983b). Casi siempre hay por encima de la zona mineralizada una calcarenita de color verde claro, que no alcanza nunca el metro de espesor. La potencia de la unidad varía entre 8 y 16 metros en el horst de La Camocha y entre 3 y 26 metros en otras áreas. 


- Margas rojas con cavidades: Sobre la unidad anterior y por contacto neto hay un conjunto de margas arenosas homogéneas de color rojo, con abundantes cavidades que varían desde pequeños poros milimétricos hasta del tamaño de un puño. Las margas presentan una variación brusca en relación con la unidad anterior, sin señales de actividad hidrotermal, salvo escasas geodas de calcita en las cavidades. Los valores de potencia obtenidos en la actual campaña son muy constantes, variando entre 17,5 y 23,6 metros. 


— Unidad de limos superiores: Tiene un contacto gradual con la anterior y presentan un progresivo empobrecimiento en carbonatos hasta su desaparición. Presenta la unidad en su parte media-baja uno o dos niveles de areniscas de 40-50 cm de espesor con cemento carbonatado. La potencia total es del orden de 40 metros.


— Margas y arcillas superiores: En la base aparecen dos niveles de margas negras con abundante materia orgánica muy constantes a escala local. La parte alta restante es muy monótona, predominando las arcillas rojas con niveles centimétricos de yeso fibroso (hasta de 10 cm). Donde la unidad se conserva completa bajo el Triásico superior y Jurásico, supera los 200 metros de potencia. Equivaldría a la Formación Fuentes (Martínez-García 1990). 


— Arcillas marrones y pizarras negras con yeso y anhidrita: Esta unidad tiene una potencia de 60 metros. La base está formada por arcillas montmorilloníticas de color marrón oscuro y pizarras negras con anhidrita. Abundan niveles de yeso sedimentario y yeso fibroso. Puede corresponder al Triásico superior o al «Tramo de Transición» de Suárez-Vega (1969). El tipo de contacto con el Pérmico infrayacente no se puede deducir de las observaciones en los sondeos. Al SO de la zona de estudio se ha observa trincheras de carretera, que puede estar tectonizado, hecho difícilmente observable mediante sondeos. 


Figura nº  18: Perfiles obtenidos de sondeos de investigación minera en La Camocha.

Las unidades que constituyen la cobertera posthercínica en el área de La Camocha, se corresponden perfectamente con las formaciones Caravia, Fuentes y Gijón definidas por Martínez-García (1990). Las unidades posthercínicas anteriores no estarían presentes en esta zona; solamente unas tobas reconocidas en el sondeo AV24 y que también aparecen en Albandi, podrían corresponder al Estefaniense o a la Formación Cabranes.


La Formación Caravia presenta espesores que oscilan entre unos pocos metros de potencia hasta más de 700. En la base siempre presenta un tramo basal de conglomerados silíceos enriquecidos en hierro (Unidad basal de Conglomerados). El tramo intermedio de caliches (Unidad de calizas o Brechas calizas) está casi siempre presente, y suele estar mineralizado con fluorita y barita sobre todo en el área comprendida entre Caravia y Avilés. El tramo superior de arcillas rojas y areniscas rojas y verdes (Margas y arcillas superiores) está también representado casi sin excepción. Alcanza el mayor espesor en la región situada al SE de los Picos, donde se han reconocido recientemente huellas de tetrápodos, invertebrados y plantas, que permiten su datación como Pérmico superior (Saxoniense» o Leonardiense inferior), y su correlación con las cuencas pérmicas de Francia y Estados Unidos (Martínez-García et al 1994). 


Sobre la Formación Caravia aparecen arcillas rojas, ocasionalmente con gruesas capas de yeso atribuibles a la Formación Fuentes (Unidad de Fuentes, de Suárez-Rodríguez, 1988). Esta unidad ha sido datada como Triásico superior o Jurásico inferior (Martínez García et al. ). 


En los últimos metros de las arcillas marrones, y pizarras negras con yeso y anhidrita, se localiza el paso al Jurásico; dominando las pizarras negras con intercalaciones de anhidrita.


La sucesión terminal de Arcillas marrones y pizarras negras con yeso y anhidrita de textura glomerular ("chicken-wire") o Tramo de Transición, se puede atribuye al Triásico terminal o al Jurásico inferior (Martínez-García et al) según los datos de las dataciones palinológicas. En Asturias no se encuentran rastros del Triásico inferior y medio (Martínez García 1983a), que aparece solamente al Este de Peña Sagra, donde sobre la Formación Caravia se superponen potentes sucesiones de un Trías Germánico.


Figura nº 19: Correlación entre las estratigrafias de Pieren en La Camocha (Gijón) y la división
en formaciones realizada por Martinez Garcia.


Con el fin de disponer de un perfil completo de la Unidad de transición he revisado este último perfil cuya columna litoestratigráfica paso a exponer detalladamente:  


LEVANTAMIENTO DEL PERFIL DEL LIMITE T-J EN EL ARENAL DE MORIS.

En la parte más occidental de la Playa del Arenal de Moris, en el Pedrero de la Punta La Arena, hay una magnífica exposición del tránsito Triásico – Jurásico. En este lugar aflora de manera continua el conjunto sedimentario definido como Capas de Transición de la Playa de Caravia o Unidad de Lutitas y Evaporitas que se sitúa entre el Triásico arcilloso (Formación Fuentes) y las dolomías de la Formación Gijón que se describe a continuación. El conjunto viene marcado por un gradual cambio de color pasando de los colores rojos y anaranjados a colores grises y negros. 


SITUACION GEOGRAFICA

La Playa de Caravia o Arenal de Moris se localiza en la costa oriental asturiana, entre Colunga y Ribadesella, en el término municipal de Caravia tal como se puede ver en el siguiente mapa de situación. Se trata de una zona costera situada en las estribaciones septentrionales de las Sierras del Sueve y del Fito. Se trata de una costa bastante abrupta caracterizada por una sucesión de acantilados y playas con forma de concha (playas de Espasa, Moris y Vega) y pequeñas calas. 


Figura nº 20: Mapa de situación de la Playa de Caravia. (SIGNA)


El acceso a la playa se realiza desde Caravia por un camino asfaltado que conduce al camping y termina en el mismo arenal (lo mejor es dejar del coche en el parking que hay al lado del camping, pues abajo hay muy poco sitio). La mejor exposición estratigráfica es la que aflora a la izquierda de la rampa de acceso.  

Figura nº 21: Ortofoto de la Playa de Caravia. Google. 

DISPOSICIÓN GEOLÓGICA:


La Playa de Caravia o Arenal de Moris se ha formado sobre los blandos materiales de la Formación Fuentes(principalmente lutitas rojas) y está limitada al Oeste (La Tuerba) por los más duros carbonatos de la Formación Gijón y al Este por el Carbonífero de La Campona y Berbes. En la siguiente figura se puede ver la cartografía geológica (IGME) de la zona de Caravia:  


Figura nº 22: Cartografia geologica de la Playa de Caravia. (Fuente: Visor IGME):

El límite más oriental del arenal está formado por una fractura (Falla de Les Teyes o La Campona) de dirección prácticamente N-S (ver figuras nº 21 y 22) con un plano de falla vertical y un desplazamiento horizontal indicado por las estrías del espejo de falla, tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía. Por un problema con las mareas no he podido reconocer ambos labios de la falla, si bien en su labio occidental se encuentran arcillitas color ladrillo con manchas verdes muy similares a las de la Formación Arcillas de Cofrentes del Carniense de la Cuenca triásica Ibérica.    


Figura nº 23: Plano de falla con espejo y estrías de falla afectando a materiales
triásicos en la Playa de Caravia.  

A lo largo de toda la playa aparecen estas mismas arcillitas rojizas y aunque en su mitad oriental se encuentran muy tapadas por derrubios de ladera, en la mitad occidental presentan una buena exposición solo afectada por pequeñas fracturas.


Según la cartografía geológica del MAGNA (Hoja nº 31 RIBADESELLA) el Triásico de Caravia estaría discordante sobre el Carbonífero y formado por un nivel de 2 metros de conglomerados (brechas) de cantos angulosos y heterométricos de Caliza de Montaña con cemento calcáreo (facies de canchales) que podría correlacionarse con el Conglomerado de La Riera atribuido al Buntsandtein. Sobre este conglomerado se disponen de 2 a 3 metros de dolomías bien estratificadas con interestratos lutíticos que se podrían corresponder con el Muschelkalk. Estos niveles se encuentran mineralizados y alterados. Sobre las dolomías y a través de un tramo calcarenítico de 2 a 3 metros de grosor se sitúan las arcillas rojas y verdosas con jacintos de Compostela del Keuper con un grosor de 350 a 400 metros. Esta disposición estratigráfica es muy similar al perfil levantado por Sánchez (1990) en la Mina Emilio (Ver figura nº 18).    


Figura nº 24: Mapa geológico de ña zona de Caravia. Hoja nº 31 RIBADESELLLA del MAGNA.      


Las investigaciones mineras llevadas a cabo en la zona de Caravia-Berbes se pueden resumir en las siguientes cartografías geológicas:


-Huber (1976) establece una secuencia estratigráfica cuyo muro está formado por cuarcitas y pizarras cambro-silúrico sobre las que se sitúan calizas mineralizadas y jasperitas (Cuarcitas del Cueto) y las Calizas de Montaña (Nanuriense-Westphaliense) el techo de esta serie paleozoica son las pizarras, grauwackas y calizas estefanienses. Sobre este zócalo se dispone una secuencia postectónica formada por una brecha carbonatada roja con mineralización de CaF2 sobre la que se sitúa un conjunto calizas multicolores, margas y arcillas del Pérmico (Rotliegandiense). En la Playa de Caravia se puede ver sobre este conjunto unas rocas silicatadas (cuarcitas) con CaF2. Sobre ellas se sitúa una serie arcillosa rojizo-verdosa con yesos asignada al Keuper y para finalizar margas y calizas jurásicas.  


Figura nº 25: Mapa del distrito minero de Caravia (Huber 1976) en el que se cartografia como 
permotriásicas las cuarcitas que afloran en la parte central de la playa. 


-Tejerina Lobo y Zorrilla Bringas (1980) establecen una columna litoestratigráfica que comienza en un conjunto paleozoico formado por la cuarcita armoricana Ordovícica que reposa sobre las Pizarras de Sueve, y la gruesa secuencia carbonatada carbonífera formada por la caliza griotte de la Formación Alba (Viseense) y la suprayacente Caliza de Montaña (Namuriense). Sobre este zócalo se sitúan depósitos postectónicos permotriásicos formados por unas brechas y margas rojas arenosas en la base y margas rojas. Sobre este conjunto se situarían las calizas y dolomías de la Formación Gijón. Esta serie se dispone tal como se presentan en la cartografía geológica que se puede ver en la siguiente figura, muy parecida a la facilitada por Sanchez (2009) en la mina Emilio (ver figura 18).

Figura nº 26: Cartografia geológica del distrito minero de Caravia (Tejerina y Zorrilla 1980) que
difiere de las anteriores (IGME, Huber,Luque) en considerar el afloramiento carbonatado (dolomias)
 de La Campona como Jurásico (Lías)

-Luque et al (2010) propone una secuencia paleozoica formada por cuarcitas ordovícicas, calizas namurienses, pizarras y areniscas wetsphalienses y calizas westphalienses. Sobre este zócalo se localiza una brecha calcárea del Muschelkalk y las margas y limolitas rojas del Keuper. A techo se sitúan una margas y calizas jurásicas: 


Como se puede ver estos autores dan secuencias litoestratigráficas distintas y por lo tanto las cartografías geológicas no coinciden. 


DISPOSICIÓN ESTRATIGRÁFICA.


En la Playa de Caravia (Arenal de Moris) afloran algunos de los niveles descritos anteriormente. En la parte más oriental del Arenal se pueden ver brechas de cantos calcáreos angulosos con una matriz microconglomerática de color rojo. Estos niveles se corresponderían con las brechas calcáreas que el IGME atribuye al Conglomerado de La RieraTejerina Lobo y Zorrilla Bringas (1980) a unas brechas y margas rojas arenosas que se disponen directamente sobre el Carbonífero. Luque et al (2010) atribuyen estas brechas al Muschelkalk. Huber 1976 en su estudio sobre las mineralizaciones de fluorita de Caravia-Berbes considera que estas brechas rojas son Pérmicas (Rotliegandiense) y constituyen la base de la serie postectónica.


En la Playa de Caravia estas brechas aparecen aisladas en el arenal y están formadas por brechas calcáreas de clastos calcáreos angulosos de colores claros con una matriz arenosa y microconglomerática roja con cemento carbonatado.


Figura nº 28: Brechas pobremente clasificadas de clastos carbonatos grises, muy angulosos, con
microbrechas y matriz areniscas de color rojo. Este nivel es fácilmente visible en otros afloramientos
del Permotriásico de Asturias muchas veces mineralizaado (Conglomerado de la Riera).   

En el acantilado de la mitad oriental de la Playa de Caravia se dispone una compleja sucesión arcillas, margas, areniscas y calizas multicolores que culminan con un nivel mineralizado de cuarcitas sobre el que se disponen las arcillas rojas y verdes del Keuper. En la parte mas baja, posiblemente sobre las brechas rojas anteriormente descritas, aparecen lutitas arenosas rojas con abundantes costras calcáreas grises claras o blancas, cuyas relaciones estratigráficas son difíciles de establecer al presentarse este tramo del acantilado muy tapado por los deslizamientos de las laderas de la montaña.


Figura nº 29: Lutitas arenoarcillosas rojas con intercalaciones de costras carbonatadas claras más o menos gruesas. Parte oriental de la Playa de Caravia tramo tapado por deslizamientos de ladera. 


Estratigraficamente por encima de los niveles lutiticos rojos con costras carbonatadas claras se sitúan unas dolomias cristalinas grises con pátina amarillenta en bancos decimétricos con planos de estratificación con grandes ondulaciones, sobre los que aparecen limolitas arenosas y areniscas finas arcillosas de color rojo con una estratificación delgada, muy irregular. 


Figura nº 30: Limolitas y areniscas rojas sobre dolomias cristalinas grises de pátina amarillenta. Parte oriental de la Playa de Caravia.


En la parte central de la playa, justo debajo del chiringuito que hay a la entrada de la misma, destaca un entrante rocoso compuesto por rocas silidificadas (cuarcitas) con una intensa mineralización (barita). Estas rocas se disponen en estratos gruesos con planos de estratificación ondulados por su aspecto inicialmente podrían haber sido dolomias silificadas durante el proceso de mineralizaron hidrotermal que dio lugar a los yacimientos de fluorita tan abundantes en la zona.


Figura nº 31: Estratos gruesos de cuarcitas (dolomias solidificadas?) con una intensa mineralizaron
de barita blanca. Parte central de la Playa de Caravia.

En la parte occidental de la Playa de Caravia (Arenal de Morís) aparece una secuencia estratigráfica completa que abarca del Triásico superior al Jurásico inferior y se presenta en una estructura monoclinal con un buzamiento de +-30º al oeste. 

 

MURO: Formación Fuentes compuesta por lutitas, limolitas y areniscas anaranjadas, de grano fino a muy fino con matriz arcillosa, dispuestas en bancos métricos separados por estratos delgados e irregulares de arcillas negras y verdes, blancas por alteración y de margas calcáreas de color gris muy claro. 

Figura nº 32: Arcillas limoarenosas de color rojo en estratos gruesos (0,5-1 m)
con interestratos delgados (cmts) con capas de carbonatos blancos muy alterados.    

En el arenal afloran niveles menos alterados de esta litología formados por arcillas que presentan colores rojizos ladrillo y manchas verdosas formando una facies muy típica del Keuper por lo que he considerado que estos niveles podrían corresponder a la Formación Fuentes.


Figura nº 33: Arcillas de color rojo ladrillo y marchas verdes con una facies muy similar a las
arcillas de la Formación Arcillas de Cofrentes (K3) del Carniense de la Cordillera Ibérica. Playa
de Caravia.


El contacto de la Formación Fuentes con la Unidad de Transición se produce en el pequeño promontorio que marca la terminación occidental del Arenal de Moris, tal como se puede ver en la siguiente fotografía.


Figura nº 34: Sucesión estratigráfica de la parte occidental de la Playa de Caravia: sobre las arcillas
de color rojo ladrillo con manchas verdes del Carniense se sitúa el Tramo de Transición (Capas de Caravia) de edad Noriense-Retiense y sobre este las dolomias del Miembro Solís de la Formación
Gijón del Rhetiense-Hettangiense en las que se localizaría el limite Triásico-Jurásico (TJB).

El paso de las lutitas anaranjadas de la Formación Fuentes a las dolomías de la Formación Gijón se produce a través de un conjunto abigarrado de varias decenas de metros de espesor de una alternancia de arcillas grises y limolitas arcillosas rojizas con nódulos calcáreos, brechas poligénicas, arcillitas grises oscuras y dolomias tableadas, constituyendo un paso gradual de las formaciones rojas triásicas a las carbonatadas jurásicas. 


Figura nº 35: Promontorio en el que se puede ver la parte inferior del Tramo de Transición formado
por niveles arcillas rojas y grises con cantos blandos, nódulos calcáreos y areniscas rojas finas.  


DESCRIPCION LITOESTRATIGRÁFICA DETALLADA.


La columna de detalle de este tramo de transición es la siguiente:


MURO: Arcillas, a veces limoarenosas, de color rojo o anaranjado (ver figura 32) por alteración y color rojo ladrillo con manchas verdes (ver figura 33) en muestra fresca, que se presentan en estratos de grosor métrico separados por delgados interestratos arcillosos grises, muy alterados, con niveles centimétricos de margas calcáreas blancas, tal como se puede ver en la siguiente fotografía. 


Figura nº 36: Interestrato de grosor centimétrico con calizas de grano muy fino arcillosas entre
estratos métricos de arcillitas limoarenosas rojas intensamente alteradas. 

Como ya se ha indicado cuando estos materiales cuando están poco alterados tienen un gran parecido a las margas rojas y verdes de la Formación Arcillas de Cofrentes (K3) del Carniense de la Cordillera Ibérica (ver figura nº 33). Sobre estas arcillitas limoarenosas rojas se dispone de una manera neta un conjunto alternante de arcillas grises y rojas tal como se puede observar en la siguiente fotografía y se describe a continuación:


Figura nº 37: Contacto inferior del Tramo de Transición (Capas de Caravia) marcado por unas
arcillas de color gris con clastos de pequeño tamaño formadas por cantos blandos, muy angulosos, 
de margas grises mas claras.

-0,45 metros. Sobre las arcillas limoarenosas anaranjadas se sitúan de forma neta unas brechas arcillosas grises constituidas por arcillas grises que engloban clastos angulosos de pequeño tamaño, de arcillas o margas grises más claras. Los clastos más aplanados presentan una orientación paralela a la estratificación quizás debida a un origen por fracturación de delgadas capas preexistentes cuya existencia se pueden ver lateralmente.     


Figura nº 38: Nivel inferior de arcillas grises con clastos angulosos de arcillas y/o
margas de color gris mas claro que pasa a un nivel de arcillitas rojas con clastos de
la misma naturaleza. 

Tal como se puede ver en la siguiente fotografía, en este nivel de arcillas brechificadas grises, aparecen algunas estructuras que podrían se atribuidas a escapes de fluidos, quizás procedentes de la formación inferior.


Figura nº 39: Estructura de escape de fluidos afectando al primer nivel (arcillas grises) del Tramo de
Transición. Se puede ver el contacto neto con las arcillitas limoarenosas de la formación inferior. 

-0,55 metros. Formando parte del mismo conjunto basal (ver fotografia nº38) y de forma gradual aparecen unas arcillitas, algo limolíticas, rojas con algún clasto anguloso de pequeño tamaño de arcillas grises.


Figura nº 40: Nivel de arcillas limosas de color rojo con clastos angulosos de arcillas y/o margas de
color gris claro, similares a los nivel infrayacente. 

 

-0,30 metros. Encima aparecen arcillitas grises oscuras, laminadas y delgados niveles de margas grises más claras. Este nivel gris se puede ver en la parte inferior de la siguiente fotografía. 


Figura nº 41: Nivel de 30 cmts (martillo) de arcillas grises separando don niveles de
color rojo, el superior formado por areniscas de grano fino con un aspecto seudonoduloso.  


-1,80 metros: En contacto neto con las arcillas grises aparecen arcillas rojas que rápidamente pasan a areniscas rojas de grano fino con matriz limoarcillosa y aspecto seudonodular tal como se puede apreciar en la fotografía anterior.

 

-3,60 metros: Alternancia de arcillas rojas y arcillas grises oscuras con aspecto pizarroso estas últimas con nódulos de calizas arcillosas grises oscuras con pátina clara que se presentan alineados en ciertos niveles horizontales.

Figura nº 42: Alternancia de niveles rojos y grises con presencia en estos últimos
de nódulos calcáreos redondeados y alineados. 


En la siguiente fotografía se puede ver en detalle uno de los nódulos calcáreos del nivel que parece en la parte inferior de la fotografía de la figura 42, que esta constituido por calizas micríticas arcillosas grises.


Figura nº 43: Nódulo calcáreo redondeado en arcillas marchosas grises. 


Sobre la descrita alternancia de arcillas rojizas y grises con nódulos calcáreos y por medio de una superficie erosiva muy marcada, se sitúa un tramo compuesto por brechas poligénicas de cantos blandos que se presentan con una estratificación cruzada de gran escala que se puede ver en la siguiente fotografía:

Figura nº 44: Vista frontal del promontorio que limita la playa por el oeste en la que se puede
observar como un conjunto de brechas poligénicas se sitúa sobre los niveles arcillosos con nódulos.
Las brechas poligénicas que se describen a continuación se disponen en estratos irregulares con una  estratificación cruzada de gran escala. 
 

-2,50 metros: mediante una superficie erosiva muy marcada (canalizada) se pasa a un tramo con muy mala estratificación de brechas poligénicas, mal clasificadas por tamaños, formadas por clastos angulosos de areniscas rojizas, arcillitas rojas y grises y calizas arcillosas grises con una matriz de microbrechas y arcillas, tal como se puede ver en la siguiente fotografía. La presencia de superficies erosivas, estratificaciones cruzadas de gran escala y algún atisbo de granoclasificación nos indican que no se trata de colapsobrechas sino que se trata de materiales transportados, quizás pertenecientes a un abanico aluvial proximal desarrollado sobre el infrayacente tramo de alternancias de arcillas grises y rojas del que provienen las clastos que lo forman, es decir serian conglomerados intraformacionales formados por clastos blandos de los materiales de los tramos subyacentes.   


Figura nº 45: Brecha poligénica formada por clastos blandos mal clasificados por tamaños y
angulosos, constituidos por arcillitas pizarrosas grises oscuras, arcillitas rojizas y margas calcáreas
grises. Estos materiales son muy similares a los descritos anteriormente por lo que estas brechas
podrían considerarse intraformacionales. 

-5,50 metros. Hacia arriba esta abigarrada brecha poligénica pasa a una brecha formada mayoritariamente por clastos de arcillitas pizarrosas negras dentro de una matriz de arcillas negras y a unas arcillas negras muy alteradas y tapadas por los desprendimientos de la ladera del acantilado.


Figura nº 46: Tramo de arcillitas pizarrosas negras con clastos subredondeados del mismo material.
Debido a su naturaleza deleznable el tramo se encuentra muy alterado y tapado por derrumbamientos
de la ladera del acantilado.  


-1,45 metros: Tramo compuesto por unas dolomías arcillosas de color gris dispuestas en estratos delgados (centimétricos) de aspecto tabular y/o ondulado con intercalaciones milimétricas de margas grises oscuras. Presentan algún replegamiento con formación de pequeños pliegues tipo king bands.


Figura nº 47: Nivel de dolomias tableadas en estratos finos (cmts) con interestratos de arcillas
 grises. Pueden aparecer estructuras plegadas. 

Los estratos, que pueden presentarse laminados, pueden presentar acuñamientos laterales lo que les da una forma lenticular como se puede ver en la siguiente fotografía. 


Figura nº 48: Detalle de la fotografía de la figura anterior en la que se pueden observar algunas
estructuras sedimentarias como acuñamientos, ondulaciones y laminaciones.

-10 metros: Tramo, muy tapado por desprendimientos de ladera, formado por arcillas negras con algunos niveles de dolomías arcillosas grises de muy poco espesor.  


Figura nº 49: Tramo de arcillas grises superiores se observa a muro las dolomias grises tableadas y
a techo (dcha) las dolomias masivas de la base de la Formación Gijón. 


TECHO: Dolomías masivas. De forma brusca, sobre las arcillas negras, aparecen las dolomías ocres amarillentas atribuibles al Miembro Solís de la Formación Gijón. Se trata de dolomías azoicas con laminaciones paralelas u onduladas, dispuestas en estratos métricos. El contacto de las dolomías con las arcillas negras esta intensamente karstificado y tapado por deslizamientos de ladera por lo que no se puede ver nítidamente. 


Figura nº 50: Dolomias grises cristalinas de pátina amarillenta/ocre en estratos gruesos con laminaciones paralelas.

Sobre un primer tramo de dolomías masivas se disponen unas dolomías y calizas dolomíticas bien estratificadas en estratos de grosor decimétrico algunos de los cuales se presentan intensamente bioturbados (ver fotografía de la figura nº 55). Aparecen algunos niveles de grosor métrico de margas dolomíticas grises oscuras, laminadas.     

Sobre estas dolomías se dispone un tramo de calizas grises, bien estratificadas, en el que se ha encontrado una lumaquela de bivalvos similar a la que contiene los fósiles de Caloceras descritos en Corvera y que aquí no he encontrado. 

Figura nº 50: Tramo de calizas bien estratificadas con lumaquelas de bivalvos y margas grises
muy bioturbadas.

J.J. Gómez at al (2005) localiza en los carbonatos del Miembro Solís de esta zona numerosos niveles con bivalvos citando Pteromya sp., Pteromya aff. crowcombeia MOORE, 1861, Pteromya sp., Pteromya tatei (RICHARDSON & TUITCHER, 1916), Eomiodum cf.menkei (DUNKER,  1846) y Parallelodon? sp. junto a la impresión del periostraco de un Psiloceras sp


En la siguiente figura se puede ver esta columna de forma resumida.



Con el fin de completar la geología de la parte mas oriental de la playa se ha visitado la Cala de La Huelga, situada inmediatamente al Este del Arenal de Morís, observándose la presencia de un conjunto carbonatado constituido por dolomías cristalinas grises con pátina marrón y la típica meteorización en “piel de elefante”, dispuestas en estratos gruesos, verticalizados. Es de reseñar que la cartografía del IGME considera estos terrenos como Keuper (¿) mientras que las cartografías anteriormente reseñadas las consideran carboníferas (Caliza de Montaña) o Liásicas (Tejerina y Zorrilla, 1980).    


Figura nº 52: Dolomias cristalinas grises de patina amarillenta /ocre en estratos gruesos a muy
gruesos con planos de estratificación ondulados. Cala de La Huelga (Caravia).

Para llegar a determinar si esta dolomías son carboníferas, triásicas (Muschelkalk) o liásicas seria necesario realizar un reconocimiento exhaustivo de las mismas cosa muy difícil debido a lo abrupto del acantilado en el que afloran.   


PALEONTOLOGIA DEL LIMITE TRIASICO – JURASICO EN ASTURIAS.


En el límite Triásico-Jurásico se han estudiado faunas marinas (ammonites y bivalvos) y microfloras (pólenes y esporas).


Macrofaunas marinas:

 

En la Unidad de Lutitas y Evaporitas o Unidad de Transición, no se ha encontrado ningún resto fósil de macrofauna o de flora. En cambio en algunos afloramientos del Miembro Solís de la Formación Gijón en varias localidades asturianas (Avilés, Gijón, Villaviciosa, Colunga, Caravia,…) si se han encontrado algunos niveles con macrofauna marinas (cefalópodos y bivalvos) escasos y en un mal estado de conservación. Estas faunas se acumulan en niveles que corresponderían a depósitos lumaquélicos del tipo “tempestitas”.


Los cefalópodos encontrados en las secciones de Fabares, Colunga y Caravia están mal conservados y corresponden al género Psiloceras con formas lisas y comprimidas, asimilables a P. planorbis y P. psilonotum de la Zona Planorbis (Subzona Planorbis). Estos ammonites se han encontrado en niveles equivalentes al ejemplar de Caloceras pirondi encontrado en Corvera por Dubar (1963) que indica la Subzona Johnstoni de la Zona Planorbis y ha sido descrito anteriormente.


También se ha mencionado el hallazgo en Columna de un ejemplar asimilado a Arcestidae (¿) y por tanto perteneciente a una familia ampliamente presente en el Triásico Medio y que desapareció en el Triásico Superior.  

 

Los fósiles de bivalvos son más abundantes y se han citado Osocyprina concéntrica (Moore), Bakevellia praecrursor (Quenstedt), Isocyprina ewaldi (Bornemann), Pteromorfus elongatus (Moore), Pteromya longportentis (Richardson), Placunopsis alpina (Winkler), Modiolus minimus (Sowerby) y Paleocardita austriaca (Von Hauer) como especies representativas del Retiense y Pteromya tatei (Richardson), Cuneigervillia rhombica (Cossmann), Parallelodon hettangiensis (Terquen) y Eomiodon menkei (Dunker) que corresponden a una asociación del Hettangiense basal.


Estas asociaciones de bivalvos de Transito Triásico-Jurásico corresponde a ambientes de plataforma somera con afinidades atlánticas en el Retiense y más cosmopolitas en el Hettangiense.


En la playa de Caravia se han descrito niveles carbonatados con dos especies del Genero Pteromua (MOORE 1861) de la familia Ceratomydae: Pteromya aff crowcombeia MOORE y Pteromya sp. junto a un nivel tempestítico con abundantes Pteromya sp., Pteromya tatei (Richardson), Eomiodum cf menkey (DUNKER) y Parallelodon sp.


Figura nº 54: Bivalvo Pteromya cf. tatei del limite Triásico-Jurásico en Asturias.


Se trata de organismos de conchas pequeñas (15 mm) de forma alargadas y ovoides con umbos anchos y prominentes. Concha no equilátera, ligeramente desigual con la valva derecha es un poco más convexa que la izquierda. Los ejemplares encontrados en Asturias son muy pequeños y están mal conservados, pero son similares en tamaño y forma a los figurados y descritos por Cox (1963, como Pteromya crowcombeia (Moore)


La especie Pteromya cf tatei presenta una concha subovalada, inflada con los márgenes anteriores y ventrales uniformemente curvados (ver figura 54). Presentan un umbo ancho. En la superficie presentan ondulaciones regulares que cubren toda la concha. El material encontrado en Asturias es difícil de asignar a una especie, solo los especímenes mejor conservados pueden compararse estrechamente con P. tatei, una especie ampliamente distribuida en el Hettangiense Inferior de Gran Bretaña con que comparten la forma general de la concha y el patrón de ornamentación. Pteromya tatei se extiende estratigráficamente a lo largo del límite Triásico-Jurásico.


Ana Márquez-Aliaga reviso sistemáticamente los taxones de moluscos bivalvos procedentes de sedimentos del tránsito Triásico - Jurásico en ocho localidades en Asturias y Palencia (parte occidental de la Cuenca Vasco-Cantábrica). En todos los yacimientos prospectados la preservación del material fue muy pobre. Esta autora llega a la conclusión de que el límite Triásico - Jurásico no puede ser situado con precisión en base a las asociaciones de bivalvos, pero estos parecen indicar que las capas de tránsito en Asturias se depositaron en un ambiente marino marginal con una asociación dominada por bivalvos suspensívoros excavadores superficiales, siendo las especies dominantes en el Retiense son Isocyprina concentrica (Moore) y Bakevellia (Bakevelloides) praecursor (Quenstedt).  La especie hettangiense más abundante es Isocyprina (Eotrapezium) germari (Dunker).


Todos los niveles fosilíferos hettangienses son monotípicos o poseen muy baja diversidad, indicando que pueden pertenecer a ambientes marinos marginales con alto estrés ambiental. También es probable que aun la asociación más diversificada (Pteromya-Cuneigervillia-Eomiodon), se encontrara controlada por la baja salinidad. La fauna analizada pertenece a las mismas facies y ambientes que las descritas de Aquitania (Francia) y de los Pirineos, y es diferente a la de otras localidades del Hettangiense europeo.

 

El Miembro Solís está compuesto por calizas y dolomías con margas intercaladas, y comúnmente contiene capas delgadas de packstone de calizas tempestíticas ricas en bivalvos. Estos carbonatos están organizados en secuencias someras-ascendentes compuestas por una unidad inferior de carbonatos submareales (localmente bioturbados) que ocasionalmente contienen las capas de conchas ricas en bivalvos, una parte media compuesta por carbonatos intermareales a supramareales, y una parte superior interpretada como facies de abanico-delta distal. Las partes media y superior del Miembro Solís muestran una variación negativa de δ13Corg que comienza en los lechos de transición T-J y se extiende hasta la parte superior del suprayacente Miembro Barzana.


Figura nº 55: Calizas dolomíticas muy bioturbadas. Miembro Solís en la Playa de Caravia.
 

Durante el Rhaetiense se inició la rotura del supercontinente Pangea y una transgresión en Europa Occidental, y por ende en Asturias, con la deposición de sedimentos de plataforma carbonatada en mares epicontinentales poco profundos marginales sin grandes variaciones del nivel.  En consecuencia, la mayoría de las especies de bivalvos de edad Rhaetiense-Hettangiense descritas en Asturias son excavadores suspensivoros que vivían a poca profundidad formando conjuntos muy poco diversos, oligotípicos e incluso monotípicos, de pequeño tamaño, que pueden pertenecer a ambientes marinos marginales de baja salinidad. Otras características biológicas de estos niveles fosilíferos son: la ausencia de otros taxones como braquiópodos, equinodermos y cnidarios; la escasez de ammonites; la morfología de la concha bivalva que es típica de ambientes de salinidad reducida; y un tamaño muy por debajo de la mitad del alcanzado por las mismas especies en otras localidades.


Tanto las asociaciones de bivalvos réticos como las hettangienses descritas en Asturias son muy poco diversas, con media docena de especies cada una y un conjunto de 7 familias con una composición sistemática semejante lo que sugiere pocos cambios en las condiciones ambientales a lo largo del límite T-J en esta región. 


Figura nº 56: Estrato calcáreo con una gran concentración de conchas de bivalvos. Miembro
Solís de la Formación Gijón en el acantilado occidental de la Playa de Caravia. 


La escasez de ammonites impide, por el momento, la ubicación precisa del límite T-J dentro de los niveles estudiados, y los bivalvos encontrados no son útiles para tal esta delimitación. Como sucede en muchas otras localidades de Europa occidental, esto dificulta el análisis del evento de extinción Triásico-Jurásico en esta región hasta que se disponga de más datos faunísticos (ammonites).


Marquez-Aliaga, Damborena y Goy describen a Isocyprina concentrica (MOORE) y Bakevellia praecuror (QUENSTEDT) como los bivalvos dominantes durante el Rhaetiense apareciendo junto a otras especies  como Isocyprina cf ewaldi (BONNERMANN), Pteromorfus cf elongatus (MOORE), Pteromya cf longportensis (RICHARSON&TUTCHER), Placunopsis cf alpina (WINKLER), Modiolus cf minimus (SOWERBY) y Paleocardia cf austriaca (VON HAUER) formando una asociación similar a las de Rhaetiense tardio del Sur de Inglaterra.


Por el contrario los especimenes más abundante del Hettangiense pertenecen al género Eotrapezium. Gomez et al (2005) identificaron los siguientes bivalvos: Cuneigervillia rhombica (COSSMANN), Eomiodon menkey (DUNER) y Pteromya tatei (RICHARSON&TUTCHER) asociados al ammonite Caloceras pirondi (REYNES) y a Psiloceras sp.      


Todas los estratos fosiliferos examinados presentan una muy baja diversidad y, de hecho, algunas capas pueden ser consideradas como monotípicas formando parte de una comunidad muy poco compleja de ambientes marinos marginales con altos niveles de estres ambiental. Incluso la asociación mas diversa formada por Pteromya-Cuneigervillia-Eomiodon ha sido controlada por la salinidad del medio pues estratos con una fauna similar han sido considerados como formados  bajo un regimen bracihalino (18-30º/oo). Ademas estos estratos estan caracterizados por la ausencia de taxones stenohalinos como  los ammonites, braquiópodos, equinodermos y cnidarios con una concha de morfologia conservadora típica de medios de salinidad reducida y por presentar selección de los tamaños.     


En resumen, en Asturias el límite triásico-jurásico no puede ser localizado de forma precisa basándose solamente en las faunas de bivalvos debido a que estos niveles fueron depósitados en un medio marino marginal y la fauna bentónica muy poco variada que estaba dominada por bivalvos suspensivoros perforadores someros. 


Palinología del TJB:


Los cuatro taxones de polen más comunes del Triásico tardío de Europa septentrional y central: Ovalipollis ovalis, Lunatisporites rhaeticus, Rhaetipollis germanicus y Ricciisporites tuberculatus, se van haciendo más raros durante el Rético tardío, desapareciendo por completo en el límite Triásico-Jurásico tal como se puede apreciar en la siguiente figura. Esta pérdida de polen va acompañada de aumentos sustanciales en la abundancia de esporas de helechos de las briófitasporas y las esporas de las colas de caballo.


En el siguiente gráfico con la correlación de la abundancia de polen en cuatro sondeos de diferentes regiones europeas (Dinamarca, Alemania y Francia). En el gráfico se representa la suma de los "cuatro grandes" taxones triásicos del límite Triásico-Jurásico, incluidos Ovalipollis ovalis, Rhaetipollis germanicus, Lunatisporites rhaeticus y Ricciisporites tuberculatus. Se observa una drástica disminución de su abundancia en la parte superior del Retiense y su desaparición en el Hettangiense.


Figura nº 57: Gráfico abundancia de polen y límite TJB.


El análisis paleoecológico de las asociaciones de palinomorfos del tránsito Triásico – Jurásico (TJB) indica una marcada renovación paleofloral, que empieza con una flora diversificada de plantas xerófilas en el Triásico Tardío pasando a una comunidad paleofloral más pobre, compuesta por un grupo poco diversificado de coníferas y helechos en la transición Triásico-Jurásico. Al clima árido del Triásico Tardío le siguió un breve evento húmedo a principios del Hettangiense, durante el cual se produjo la renovación e importante recuperación de las criptógamas vasculares y las coníferas. El posterior predominio de especies xerófilas en el Hettangiense indica una vuelta a las condiciones climáticas áridas.


Durante el Triásico tardío el clima global y por lo tanto, la distribución de la flora estaba fuertemente controlado por la distribución simétrica de las masas terrestres de supercontinente Pangea alrededor del ecuador y por una supuesta ausencia de hielo polar en latitudes altas (ver siguiente figura). La variación de temperatura con la latitud era menor que la actual, por lo que la temperatura media global era más uniforme con cinturones de climas templados cálidos que abarcaban latitudes más altas que las actuales. Varios autores han postulado un clima fuertemente estacional y monzonico para ambos hemisferios. Se ha planteado un patrón climático zonal para el Triásico superior, con una estrecha zona húmeda ecuatorial y un cinturón árido centrado alrededor de 30º, pasando a climas más templados a mayor latitud. 

Figura nº 58: Mapa paleoclimático del Triásico tardío.

En el reino del Tethys, se considera que los climas de Carniense y Noriense tardío fueron cálidos, semiáridos a áridos y relativamente estables, aunque el Tethys occidental puede haber desarrollado una fuerte circulación monzónica estacional. Autores como Preto et al. (2010) señalan que posteriormente al Evento Pluviométrico Carniense (CPE) hubo un prolongado periodo de estabilidad climática. Estos investigadores citan a Hallam (1985), quien había señalado que el reemplazo de lechos rojos que contenían yeso de climas áridos por sedimentos que contenían carbón era una indicación del regreso de climas más húmedos a principios del Rético, lo que parece haber sido confirmado por estudios de paleosuelos triásicos de Europa central. Los datos isotópicos de Trotter et al. (2015) también han mostrado una breve racha de climas húmedos a finales del Noriense. Según la mayoría de las investigaciones los climas del Rético, al igual que los del Noriense, eran principalmente cálidos y áridos, terminando, una vez más, con un calor extremo del Triásico terminal. En los Alpes Centrales el clima de finales del Noriense y Retiense era de semiárido a áridos con una fuerte estacionalidad en la zona del Tethys occidental


Algunos autores han sugerido que durante el TJB ocurrió un efecto invernadero que ocasiono un calentamiento global estimado en alrededor de 3º a 4ºC. Como ya se ha indicado anteriormente este calentamiento podría ser debido a la contaminación atmosférica resultante de un aporte importante de CO2 y SO2 a la atmosfera, aporte relacionado con las erupciones de la Provincia Magmática del Atlántico Central (CAMP). Los datos existentes, unidos a estudios palinológicos recientes, indican que el vulcanismo CAMP comenzó antes del TJB y, por lo tanto, respaldan la hipótesis de que las erupciones CAMP tuvieron un papel crucial en las extinciones masivas de este límite.


En el TJB hay indicios de un aumento de la humedad y de la estacionalidad, como lo atestigua la gran cantidad de materia orgánica enriquecida y sedimentos arcillosos depositados dentro de cuencas anóxicas-disoxicas del Tethys occidental que incluían a los aquí considerados de la Cuenca Asturiana (Unidad de Transición) y a los de la Cuenca Ibérica (Yesos de Ayora y Dolomías de Imón). En los Alpes Calcáreos del Norte el comienzo de la sedimentación de esquisto negro coincide con el inicio del evento d13C negativo justo antes del TJB. La relación entre el cambio climático y las condiciones anóxicas han sido bien documentados con datos palinológicos y geoquímicos. 


La gran afinidad palinofloral entre las microfloras de distintas regiones confirma la existencia de una comunidad de plantas homogénea que crecería en un clima caracterizado por las favorables temperaturas y la humedad controlada por la circulación monzónica. La disminución en la diversidad macrofloral del TJB coincidió con la migración de algunas comunidades de plantas (p.e. Cheirolediaceae) de la región del Tethys hacia latitudes más altas. La difusión de las coníferas Cheirolepidiaceae (productores de Circumpolles) probablemente se realizaría a lo largo de las vías de migración costera pues el interior era muy árido.


En la siguiente figura (E. Barrón et al. 2006) se pueden ver las principales palinozonas y asociaciones palinológicas en el límite Noriense-Rhaetiense. En la figura Z corresponde a zona, Sz a subzona, FO indica la aparición de un taxón en el registro fósil y LO indica la desaparición de un taxón del registro. Las palinozonas definidas por Morbey 1975 son: TR, Classopollis torosus-Granuloperculatipollis rudis; TL, Riccisporites tuberculatus-Hystrichosphaeridium langi; RG, Rhaetogonyaulax rhaetica-Rhaetipollis germanicus; RK, Rhombodella kendelbachia; LL, Carnisporites lecythus-Zebrasporites laevigatus


Figura nº 59: Palinozonas de limite Nórmense-Rhaetiense (Barrón et al 2006).


Palinología del TJB de Asturias.

En Huerces, al Sur de Gijón, se estudió (Martínez García et al, 1998) una microflora (pólenes y esporas) obtenidas en dos muestras de lutitas negras de la Unidad de Transición del techo del Permotrías. En la asociación palinomórfica encontrada, Classopollis classoides PLFUG es la especie dominante junto a Ovalliformis ovalis KRUTZSCH siendo escasos otros especímenes como Camerosporites. La ha determinado la presencia de Ovalliformis ovalis KRUTZSCH junto a Rhaetipollis germanicus SCHULZ. Según los autores de la investigación esta asociación indicaría una edad Rhetiense superior


Más recientemente, E. Barrón et al 2006 realizaron un estudio palinológico, bioestratigráfico, sedimentológico y estratigráfico secuencial de la transición Triásico-Jurásico en Asturias mediante el registro y muestreo de los testigos de dos sondeos: el de Cantavieyo y el de Vilorteo, realizado en la misma zona del Sur de Gijón estudiada por Martínez García, en una de las principales estructuras hundidas (“grabens”) que permiten que se haya conservado el Permotrias. Ambos sondeos alcanzaron el zócalo Carbonífero a los 585 y 638 metros respectivamente debajo de la cobertera mesozoica. 


En el sondeo Cantavieyo se alcanzó la Unidad de Lutitas y Evaporitas a 136 metros de profundidad, bajo las dolomías y calizas del Miembro Solís, unidad formada por lutitas negras y marrones interestratificadas con anhidrita, y anhidritas laminadas interestratificadas con lutitas negras organizadas en secuencias de somerización hacia arriba con las evaporitas masivas y/o laminadas en la parte inferior de las secuencias y yesos nodulares a techo. Aparecen estructuras chickenwire, estructuras enterolíticas, laminaciones paralelas. El medio de sedimentación correspondería a un lago costero que pasaría a un medio de sabkha subaérea. En el sondeo Villorteo se alcanzó la Unidad de Lutitas y Evaporitas a los 173 metros de profundidad.


En el siguiente gráfico se puede ver un resumen con la distribución de los palinomorfos encontrados en el sondeo Cantavieyo:   


Figura nº 60: Palinologia del sondeo "Cantavieyo" de Gijón (Barrón et al 2006).


Los autores diferenciaron y correlacionaron varias unidades litológicas;


-Una unidad inferior, compuesta por lutitas y evaporitas depositadas en lago costero a sabkha subaérea y ambientes aluviales distales, correlacionados en parte con la facies Keuper del Triásico Superior presente en la mayor parte de Europa occidental y que constituye la Formación K5 (Yesos de Ayora) en el Levante Español.


-Una unidad intermedia de carbonatos bien estratificados corresponde al Miembro Solís de la Formación Gijón. Esta unidad se depositó en una plataforma carbonatada submareal a intermareal y supramareal poco profunda influenciada por tormentas y con facies de abanico-delta distal intercaladas. El límite Triásico-Jurásico se ha ubicado dentro de los carbonatos del Miembro Solís, que contienen un ammonite hettangiense, Caloceras pirondii (Reynés), en carbonatos tempestíticos atribuidos a la parte superior de esta unidad. En la figura se puede ver un ejemplar de Caloceras:


 

-Una unidad superior, el Miembro Barzana, está compuesta por lutitas, evaporitas y carbonatos, respectivamente, depositados en ambientes aluviales distales, en ambientes de sabkha supramareales y en una plataforma submareal a intermareal poco profunda.


Sobre la unidad superior, o como un equivalente temporal del Miembro Barzana, el Miembro Fabares está compuesto por una brecha carbonatada con una matriz lutítica, interpretada como formado por la disolución de las evaporitas del Miembro Barzana y el colapso de los carbonatos y lutitas originalmente intercalados.


Estos materiales han resultado muy ricos en palinimorfos (polen y esporas) de licofitas, sphenofitas, briofitas, pteridofitas, coníferas, benetitales cicadofitas y pteridospermas.  En el estudio palinológico se han registrado un total de 49 taxones de palinomorfos: 20 taxones de esporas, 24 taxones de polen, 1 acritarco, 2 prasinofitos y 2 quistes de dinoflagelados. Se han distinguido tres conjuntos palinológicos: 


-PA1, que es típicamente rético, corresponde a la Zona Rhaetipollis germanicus (Unidad de lutitas y evaporitas y parte inferior del Miembro Solís).


-PA2, puede ser Rético y/o Hettangiense en edad (parte media del Miembro Solís). 


-PA3 que es de edad Hettangiense, en parte corresponde a la Zona Kraeuselisporites reissingeri (parte superior del Miembro Solís y Miembro Barzana).


Las asociaciones microfloristicas correspondientes a la Zona Rhaetipollis germanicus presentan porcentajes muy elevados de Corollina mallerina (producida por una conífera) similares a las pertenecientes al Noriense-Raetiense del NW de Europa. Sin embargo, la presencia, en estas asociaciones, de algunas especies (Anapiculatisporites spiniger, Cyathidites australis y Trachysporites fuscus) que aparecen a partir del Retiense indican que esta es la edad de estas asociaciones. 


Durante el Triásico la diversidad de plantas productoras de esporas estuvo controlada en gran medida por la disponibilidad de agua, mientras que la diversidad entre las gimnospermas también se vio afectada por otros factores ambientales y bióticos. Entre el Carniense temprano y el Noriense la diversidad palinofloral disminuye en un 50%, principalmente como resultado de una disminución en el número de especies productoras de polen siendo esta la segunda pérdida más grave de especies de polen después de la gran extinción del Pérmico-Triásico.


En cambio, en comparación con el marcado cambio vegetal en la transición Pérmico-Triásico y la disminución de su diversidad al final del Carniense, la crisis biótica del final del Triásico parece haber afectado poco a la diversidad de especies palinoflorales en Europa. En el triásico del NW de Europa se diferencian nueve zonas (y nueve subzonas) palinoestratigráficas la mayoría de las cuales tienen sus límites basados ​​en las primeras apariciones de especies marcadoras. Las zonas y subzonas palinoestratigráficas en Europa están correlacionadas con las etapas marinas del Triásico según diversos registros paleontológicos (principalmente ammonites) e incluidos numerosos registros palinológicos en estratos marinos del Triásico alpino.


La Zona Kraeuselesporites reissingeri está presente en los Miembros Solis y Barzana de la Formación Gijón como indica la presencia de su especie índice K. reissingeri, pero la presencia de formas típicamente triásicas (Ovalipollis pseudoalatus y Tsugaepollenites pseudomassulae) indican que la parte inferior del Miembro Solis tiene una edad Retiense. Luego en estos sondeos el límite Jurásico-Triásico (TJB) se ha determinado palinológicamente dentro de los carbonatos de la parte inferior del Miembro Solis de la Formación Gijón organizados en secuencias de somerización hacia arriba de escala métrica. De la presencia predominante polen de coníferas (Corollina) en todas muestras estudiadas se pueden deducir que las condiciones ambientales serian de aridez. En general estas coníferas, las Cheirolepidiaceae, parecen haber sido arbustos y árboles termófilos resistentes a la sequía que requerirían, al menos, un clima subtropical. Algunas especies de esta familia probablemente vivieron en zonas próximas a la costa. Estas condiciones áridas concuerdan con la situación paleogeográfica de la zona septentrional de la Península Ibérica durante el Triásico tardío y Jurásico temprano entre las paleolatitudes 25º y 30º. Según Rees et al. (2000), las condiciones paleoclimáticas de Iberia durante el Jurásico Inferior fueron desérticas, lo que concuerda con la deposición de espesos montones de evaporitas durante el Triásico Tardío y Temprano Jurásico sur de Asturias, en la mayor parte de España.


También la presencia de pólenes de Araucariaceae parece indicar un clima cálido sin grandes amplitudes estacionales que puede ser indicativo de ambientes costeros. Luego, la gran cantidad de coníferas (Corollina) y Araucariaceae parece indicar la existencia de comunidades de plantas arbóreas que crecieron cerca de la costa y posiblemente fueron afectados por sequías debido a tanto el clima como al alto contenido de sal de los suelos. Además, la presencia de un gran número de Spheripollenites indica una mayor estabilidad de las estaciones secas anuales.


Aunque las condiciones climáticas eran áridas, las dos citadas especies de Corollina que aparecen en estas asociaciones, tenían diferentes necesidades ecológicas: Corollina meyeriana es una flora más fría que Corolina torosa. Según los datos paleo ecológicos en el TJB hubo un rápido calentamiento en Europa Occidental y las condiciones climáticas fueron más cálidas durante el Hettangiense. En la Región Asturiana durante el Triásico Superior y Jurásico Inferior los hábitats podrían ser pantanos costeros o lagunas con suelos húmedos que se desarrollaron en condiciones generales de aridez. 


Figura nº 62: Reconstrucción medioambiental de un pantano tropical del Triásico tardio. Con una
flora con coníferas y helechos y una fauna con reptiles y dinosaurios.

Las condiciones ambientales indicadas por los conjuntos palinológicos concuerdan plenamente con los ambientes subtropicales costeros indicados por los sedimentos:  una plataforma somera con ambientes intermareales y supramareales.


Durante el Rético se desarrollaron bosques de coníferas en Asturias. Cerca de la TJB, sufrieron un importante empobrecimiento debido a la extinción de taxones principalmente triásicos como Rhaetipollis germanicus, Granulopercula tipollis rudis, Ovalipollis pseudoalatus y Tsugaepol lenites pseudomassulae. Las comunidades vegetales se redujeron a formaciones de coníferas quiropidiaceas con un sotobosque que contenía escasas licofitas y helechos, pero a principios del Hettangiense un incremento en la cantidad de esporas de criptogamas vasculares indicaría un aumento de las áreas húmedas. Más tarde, volvieron las condiciones secas y aparecieron bosques de coníferas con cheirolepidiaceae, araucariácea, pinaceae y ginkgoales/ cicadales / bennettitales. 


CORRELACION DE LOS TRIASICOS ASTURIANO Y LEVANTINO:


En la siguiente imagen se puede ver un ensayo de correlación que he realizado entre los muy conocidos depósitos triásicos levantinos o ibéricos y los menos estudiados depósitos de la misma edad de Asturias. No parece posible establecer ninguna relación con los Conjuntos Inferior y Medio de edad Carbonífero superior-Pérmico inferior que fueron depositados en cuencas aisladas asociadas al contacto con el zócalo carbonífero, que tienen un gran espesor, pero muy poca continuidad superficial. Por el contrario, el Conjunto Superior (Formaciones Caravia y Fuentes) presentan una gran extensión superficial y litologías comparables con las que aparecen en el Triásico de la Cordillera ibérica.



Como se puede ver las Formaciones Mestas de Con, Sotres y Cabranes compuestas por un abigarrado conjunto de litologías muy variadas que comprenden desde rocas ígneas (plutónicas y volcánicas), vulcanoclásticas, conglomerados calcáreos (gonfolitas) y silíceos (pudingas), cuarcitas, areniscas, limolitas y arcillas rojas no presentan equivalentes en la Cordillera Ibérica Levantina donde el Pérmico esta representado por la Formación Conglomerados de Boniches y la Formación Alcotas tal como se puede ver en la siguiente figura.

Figura nº 65; Sección cronoestratigráfica del Permo-trías de la Cordillera Ibérica suroriental.  


La Unidad basal conglomerática de la Formación Caravia podría correlacionarse con los conglomerados silíceos que forman la Formación Boniches (Pérmico superior; Thuringiense) que en la Cordillera Ibérica se sitúa discordante sobre el zócalo varisco. 


Las Formaciones Alcotas, Cañizar y Eslida que constituyen el Buntsandtein de la Ibérica no aparecen en la Cordillera Cantábrica, al igual que las Formaciones Landete, Mas y Cañete que componen el Muschelkalk ibérico. En la Formación Caravia sí que se describen algunos delgados tramos carbonatados (Unidad de caliches y Unidad de calizas o brechas carbonatadas) que algunos autores han querido asimilar al Muschelkalk. En el Arenal de Morís se pueden ver en afloramientos muy poco continuos unas dolomías cristalinas grises de pátina amarillenta que recuerdan a las dolomías del Muschelkalk ibérico.


En una anterior entrada de este blog se ha descrito con detalle la estratigrafia del Keuper de la Cordillera Iberica. El Keuper estaria relacionado con un cortejo fluviocostero evaporítico, que se resume a continuación:


-Formación Arcillas y Yesos de Jarafuel (K1): esta constituida por arcillas grises con niveles lutíticos carbonatados con grietas de desecación, niveles de yesos laminados e intercalaciones de areniscas. Estos materiales se depositaron en una llanura lutítica costera a la que esporádicamente llegan aportes de siliciclásticos procedentes del continente  situado al Este. (Macizo Ibérico).


-Formación Areniscas de Manuel (K2): esta unidad se caracteriza por la existencia de lutitas con intercalaciones de areniscas rojas y blancas con estructuras sedimentarias de alta y baja  energia y bases planas y canalizadas, que frecuentemente se acuñan lateralmente y que corresponderian a depositos de un sistema aluvial distal. Frecuentemente las areniscas son limoarcillosas de grano fino con estructuras de energía decreciente hacia el techo, siendo laminaciones planas a muro y ripples de corriente ("climbling ripples") a techo correspondientes a depósitos tipo "sheet-floods". Ademas intercalados entre las lutitas pueden aparecer costras de sulfatos y/o carbonatos limonitizados con teruelitas, que indican la aridez del  medio. Esta formación corresponde a depósitos distales de un sistema aluvial dentro de una llanura lutítica en la que se implanta un extenso sistema fluvial efímero del tipo braided con flujos laminares que acaban en abanicos terminales (sand flat).


-Formación Arcillas de Cofrentes (K3): unidad constituida por arcillitas, arcillas y margas rojas oscuras (color ladrillo) con manchas verdes, que se interpreta como un depósito de llanura lutítica ocasionalmente relacionada con una laguna salina en la que se formarian las intercalaciones de yesos y brechas de colapso que a veces, se encuentran en esta Formación. La presencia de limolitas y areniscas, mas abundantes a muro, hace suponer que esta llanura lutítica se interconectaba hacia el continente con un "sand flat" desarrollado a partir de un sistema fluvial o aluvial con depósitos de arroyada ("sheet flood") dentro de un complejo fluvial tipo braided y playa. Esta unidad ha sido intensamente explotada poara la obtención de arcillas para la industria cerámica. 

Figura nº 66: aspecto tipico de las Arcillas de Cofrentes en Valencia: arcilllas de color rojo oscuro
(ladrillo) con intercalaciones delgadas de margas verdes. 

Figura nº 67: Columna del Keuper.
-Formación Arcillas yesíferas de Quesa  (K4): constituida por arcillas rojas con abundantes evaporitas (yesos y sales) depositadas en un medio de llanura lutítica costera con desarrollo de sabkhas y salinas. Es tipica la existencia de yesos rosados, cuarzos bipiramidados (Jacintos de Compostela) y cristales de aragonito.

-Formación Yesos de Ayora (K5): unidad constituida por arcillitas negras con yesos blancos y negros con intercalaciones de dolomias con moldes de evaporitas que se han interpretado como depósitos de salinas con aguas permanentes confinadas que evolucionarian a un lagoon restringido salino con precipitación de sulfatos y carbonatos de origen marino. En esta unidad se localizan la mayoria de las explotaciones de yesos de Valencia. 

 

-Formación Imón (K6): unidad formada por dolomias marinas de facies mas o menos restrigidas, a veces con  bioturbaciones y bivalvos y calcarenitas con laminaciones cruzadas. Hacia arriba abundan las dolomias con moldes de evaporitas, las dolomias laminadas intermareales y los sulfatos de ambientes marinos.    


El conjunto  evaporítico descrito anteriormente se deposito en una llanura lutítica (mud flat) extensa y plana, afectada por las oscilaciones del nivel del mar, en la que se desarrollaron sabkhas, salinas (salt pans), lagunas evaporíticas, etc...  Este conjunto es de edad  Keuper, estando el limite Ladiniense-Carniense en la base de la Unidad K1 y el limite Carniense-Noriense dentro  de la Unidad K5.


A lo largo de costa asturiana (Caravia, Xivares,…) dentro de la misma Formación Caravia se pueden ver afloramientos de arcillas de color rojo ladrillo con manchas verdosas en una facies idéntica a las arcillas del K3 (Formación Arcillas de Cofrentes) del Keuper (Carniense) de la Cordillera Ibérica. 


La Formación Fuentes presenta dos facies difenciadas, una inferior de arcillas rojas con yesos y jacintos de Compostela correlacionable con el K4 (Formación Arcillas yesíferas de Quesa) que aparece profusamente en el Cantábrico Oriental (J.M. Montes, 2022) y una superior formada por arcillas pizarrosas negras con yesos que se correspondería con el K5 (Formación Yesos de Ayora) del Noriense de la Ibérica. Sobre la Formación Fuentes se sitúan las dolomías y calizas de la Formación Gijón que en facies y edad geológica se corresponde con la el K6 (Formación Imón) del Rhetiense-Hettangiense. 

    

RESUMEN Y CONCLUSIONES.


En esta entrada se ha expuesto, detalladamente, el levantamiento litoestratigráfico realizado en los acantilados de la terminación occidental de la Playa de Caravia (Arenal de Moris) donde hay una exposición muy continua de los sedimentos que abarcan desde el Triásico Superior al Jurásico inferior, incluyendo el TJB (Formaciones Fuentes, Unidad de Transición y Formación Gijón).


La zona de Caravia presenta una gran complejidad geológica tal como se desprende de la disparidad de las interpretaciones cartográficas realizadas por diferentes investigadores (Jullien 1974, Huber 1976, Tejerina Lobo y Zorrilla Bringas 1980, Hoja de Ribadesella del MAGNA, 1986 y la Cartografía digital del IGME).

       

Por lo observado en la Playa de Caravia la sedimentación de las arcillas y limolitas rojas (con pátina anaranjada) de la Formación Fuentes termina, de una manera neta, con la sedimentación de arcillitas grises y rojas con clastos angulosos de margas grises claras con estructuras de escape de fluidos, que indican el inicio de la inestabilidad de la cuenca durante la etapa extensional mesozoica que dio comienzo al desmembramiento del Pangea. Esta inestabilidad sufrió periodos de acentuación que vienen reflejados en esta secuencia estratigráfica por la presencia de conglomerados intraformacionales formados en un medio de abanicos aluviales proximales y/o coladas de barro y derrubios que se disponen erosivamente sobre los depósitos subyacentes de los que proceden (brechas intraformacionales). Estos conglomerados pasan vertical y lateralmente a arcillitas pizarrosas negras con niveles de dolomías tableadas en facies más parecidas a las descritas en la cuenca mesozoica de Gijón. No se han visto niveles de evaporitas. Sobre estas arcillitas pizarrosas negras se sitúan de forma aparentemente neta las dolomías masivas de la base de la Formación Gijón (Miembro Solís).


En la bibliografía que he consultado no están descritas estas facies conglomeráticas (solo el IGME menciona la existencia de canales conglomeráticos en el Keuper) estas facies, por su naturaleza, podrían corresponder a depósitos de abanicos aluviales proximales posiblemente formados a causa de la erosión de los propios depósitos triásicos (brechas y conglomerados intraformacionales) a causa del levantamiento de los mismos durante los movimientos la etapa extensional mesozoica que condujeron al desmembramiento del Pangea. 


La correlación estratigráfica del Keuper de Caravia con el Keuper Ibérico-levantino parece clara. Las facies presentes en la Playa de Caravia corresponden a arcillas de color ladrillo con manchas verdes muy semejantes a las de la Formación Arcillas de Cofrentes (K3) del Keuper ibérico-levantino (Ortí Cabo 1974). Las facies de la Unidad de Transición con sus arcillas negras se corresponderían con la Formación Yesos de Ayora (K5) que también presenta las mismas litologías oscuras y abundancia de evaporitas.


En Asturias habría dos limites Triásico-Jurásico: un límite litológico y un límite cronológico. El primero de ellos está muy claro y viene marcado por un cambio en la litología de los depósitos que pasan de arcillas negras con evaporitas (yesos y anhidritas) a dolomías cristalinas grises de pátina amarillenta, en estratos gruesos. El paso entre ambas litologías puede ser brusco o gradual en este último caso el cambio de realiza a través de un tramo de poco grosor (+-1-2 m) de dolomías grises en estratos finos (10-20 cms) con intercalaciones de arcillas negras (Veriña; Gijón). El límite cronológico se sitúa mas arriba, ya dentro de los carbonatos del Miembro Solís de la Formación Gijón, y debido a la escasez de macro y microfaunas fósiles en esta Formación ha sido ubicado temporalmente mediante un completo estudio palinológico realizado en las muestras obtenidas de dos sondeos mecánicos realizados al Sur de Gijón. Este límite se sitúa dentro de unas calizas grises bien estratificadas con lumaquelas de bivalvos, en la parte media del Miembro Solís de la Formación Gijón, a 15-25 metros por encima del límite litológico en el Sondeo Cantavieyo y entre 40 y 50 metros por encima de este contacto litológico en el perfil de Colunga (Gómez et al, 2005).  


Los estudios palinológicos indican que en el Triásico Superior vivía una comunidad de especies xerófilas indicativas de condiciones áridas que fue sustituida por una flora hidrófila, pero empobrecida, justo por encima de la transición T-J, y luego una recuperación de las condiciones áridas más adelante en el Hettangiense.



BIBLIOGRAFIA.


Hoja nº 31 RIVADESELLA. MAGNA (IGME).

L. Sánchez de La Torre, J.A. Águeda Villa, J.R. Colmenero y M. Manjón (1977). La Serie Permotriásica en la Región de Villaviciosa. Cuadernos de Geología Ibérica, 4. 

R. Mouterde, L.C. Suárez Vega y C. Virgili. Sobre el límite Triásico-Jurásico en Asturias (Noroeste de España). Cuadernos de Geología Ibérica 1977.

J.C. Suarez Vega.  Estratigrafía del Jurásico de Asturias. Cuadernos de Geología Ibérica 1974.

F. Ortí Cabo & A, Pérez-Lòpez (19994). El Triásico Superior de Levante.

A. Pieren, J.L. Areces, J. Toraño y E. Martínez García. Estratigrafía y estructura de los materiales permotriásicos del sector Gijón-La Collada (Asturias). Cuadernos de Geología Ibérica nº 19 (1995). 

E. Martínez García, R Coquel, M. Gutiérrez Claverol y J.L. Quiroja. Edad del “Tramo de Transición” entre el Pérmico y el Jurásico en el área de Gijón (Asturias). Geogaceta, 24 (1998). 

Ana Márquez-Aliaga et al. (2010). Bivalvos del tránsito triásico - jurásico en el norte de España (Asturias y cuenca vasco-cantábrica occidental).

Márquez-Aliaga, Damborenea y Goy (2008). Bivalvos Rhaetienses y Hettangienses del limite Triásico-Jurásico en Asturias y Palencia. 

J.J. Gómez, A. Goy y A. Márquez – Aliaga. Bioestratigrafía del tránsito Triásico – Jurásico en Asturias: ammonoideos y bivalvos entre Avilés y Caravia. Geotemas 8, 2005.

L.Pando, C. López Fernández, M. Torres Alonso y M. Gutierrez Claverol (2005). Comportamiento geotécnico de los materiales lutíticos del Permotrias en Asturias. Trabajos de Geología, 25.  

E. Barrón, J.J. Gómez, A. Goy y A.P, Pieren. The Triassic-Jurassic boundary in Asturias (northern Spain): Palynological characterization and facies. Review of Paleobotany and Palynology 138 (2006)

C. Luque Cabal, M. Gutiérrez Claverol y L. Pando (2010). Contribución de la geología minera al conocimiento de la cuenca permotriásica asturiana. Trabajos de Geología, 30.  

A. Márquez-Aliaga, S. Damborenea, J.J. Gómez y A. Goy, 2010. Bivalves from the Triassic-Jurassic transition in northern Spain (Asturias y wester Basque-Cantabrian Basin). 

J.J. Gómez; A.Goy y A. Márquez-Aliada. Bioestratigrafía del tránsito Triásico-Jurásico en Asturias. Ammonoideos y bivalvos entre Avilés y Caravia. Geotemas, 2005.

R. Paredes et al (2014). Bivalvos del Jurásico inferior de la colección Suarez Vega depositada en el MUJA. Bol. Real Soc. Esp. Hist. Natural. Octubre 2014.  

Guillermo Mateos Herrero. Los materiales permo-mesozoicos del entorno del desfiladero de La Hermida y su relación con la tectónica alpina de la Cordillera Cantábrica. Trabajo de fin de máster,2017.

Guillermo Mateos Herrero. Los materiales pero-mesozoicos en el entorno del Desfiladero de la Hermida y su relacióncon la tectónica alpina de la Cordillera Cantábrica. Master de la Universidad de Oviedo Julio de 2017. 

Bilal U. Haq. Triassic Eustatic Variations Reexamined. Geological Society of America, 2018.

José Mª Montes (2018): La minería de sulfatos en Gijón (Asturias). Mi Geoblog, Octubre 2018..

José Mª Montes (2022): El Carniense en la Provincia de Valencia. Mi Geoblog, Febrero 2022.