En este artículo se detallarán las observaciones estratigráficas realizadas en afloramientos de rocas carbonatadas situadas en las estribaciones meridionales de la Sierra Calderona entre las localidades de Ollocau y Bétera (Paraje de Portacoeli) en Valencia. Estos materiales cubren una superficie de más de 20 Km2 y en la cartografía geológica oficial del IGME están referenciadas como Jurásico s.l. concretamente como un término comprensivo que abarcaría el Jurásico Inferior y el Superior. En este artículo se describirá la Pedrera de Portacoeli, un afloramiento de calizas fosilíferas que por su posición estratigráfica y facies puede asignarse al Dogger y más concretamente al Batoniense-Calloviense.
El interés de este sitio es la aparición de abundantes secciones de conchas de cefalópodos ammonoideos con una marcada imbricación originada por su transporte por corrientes marinas de dirección SE a NW es decir transportadas desde zonas de mar abierto profundo hacia una plataforma carbonatada más somera adyacente a los relieves ibéricos donde fueron depositadas.
ANTECEDENTES GEOLÓGICOS.
El afloramiento se localiza en el Sector Levantino de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica, más concretamente en el extremo Suroriental del Anticlinal de la Sierra Calderona.
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| Figura nº 1: Mapa de la Cordillera Ibérica con la situación de la Sierra Calderona. |
GEOLOGIA REGIONAL.
A principios del Mesozoico, durante el Pérmico Superior-Triásico, comenzó un periodo de inestabilidad tectónica ligado a la rotura del supercontinente Pangea, inestabilidad que afectó de forma significativa al basamento varisco de la mitad oriental del Macizo Ibérico que, durante ese periodo temporal, estaba localizado en el borde NW del Mar de Tethys. En este sector del Macizo Ibérico una tectónica extensional relacionada apertura del Atlántico y del Golfo de Vizcaya dio lugar a la formación de varias cuencas sedimentación en las que se produjo la acumulación de un relleno sedimentario en el que se diferencian varios ciclos mayores que comprenden desde el Pérmico Medio o Superior, hasta el Cretácico Superior.
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| Figura nº 2: Mapa paleogeográfico del Jurásico Medio. El asterisco indica la situación aproximada de Serra (Valencia) |
Los ciclos mayores se describen a continuación (Y. Sanchez-Moya, 2004):
Ciclo I – Primera fase de rifting. La reactivación de algunos de los sistemas de fracturas de desgarre tardivariscas ibéricos permitieron el desarrollo del sistema de Rift Ibérico en el que, durante esta fase y en el periodo temporal triásico, comprendido entre el Guadalupiense-Noriense, se depositaron importantes espesores de sedimentos continentales y marinos, sobre todo en facies Buntsandstein, Muschelkalk y Keuper.
Ciclo I – Primera etapa de post-rifting. Durante el Jurásico Inferior y Medio (Noriense-Calloviense) una serie de fluctuaciones del mar permitieron la sedimentación de potentes unidades evaporíticas y unidades carbonatadas con tramos margosos asociadas a un sistema de plataformas carbonatadas someras que se localizaban en el límite occidental del Tethys dentro de una cuenca intraplaca extensional.
Ciclo II - Segunda fase de rifting. Durante esta fase del rifting (Oxfordiense terminal a Albiense medio) se produjo la propagación del rifting hacia el Atlántico Norte y el comienzo de la apertura oceánica en el Golfo de Vizcaya, lo que condiciono la tectónica de este episodio. Durante esta etapa se produce el desarrollo de un sistema de cuencas muy subsidentes.
Ciclo II - Segunda etapa de post-rifting. Esta etapa acaeció durante el Cretácico Superior cuando se produce el mayor ascenso eustático del Mesozoico y una generalización de la sedimentación con facies de plataformas carbonatadas.
En la siguiente figura se puede ver un esquema con estos megaciclos las etapas del rifting ibérico y la columna litoestratigráfica de la Cordillera ibérica.
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| Figura nº 3: Esquema del rifting ibérico. |
Estos depósitos carbonatados marinos contienen un importante registro fósil, especialmente abundantes ammonoideos, la mayoría conchas que llegaron a estas plataformas por deriva desde áreas marinas más abiertas y oceánicas. Solo ocasionalmente, durante las principales transgresiones marinas se produjo la colonización de la plataforma, la inmigración de taxones oceánicos y el desarrollo de especies.
SITUACION GEOGRAFICA.
La zona que se ha describir se localiza en el Término Municipal de Serra (Valencia) en la Comarca del Campo del Turia, dentro del Parque Natural de la Sierra Calderona.
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| Figura nº 4: Comarca del Camp de Turia (Valencia) |
A la zona que se localiza en el paraje del Pla de la Pedrera se accede por un camino que parte del Pk 5 de la carretera CV-328 tal como se puede ver en la siguiente figura:
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| Figura nº 5: Mapa de situación de la Pedrera de Portacoeli (Serra; Valencia). |
El punto que se describirá se localiza en las siguientes coordenadas;
X= 717021
Y= 4394139
Z= 281 msnm.
CARACTERIZACIÓN GEOLÓGICA:
La Sierra de la Calderona es una alineación montañosa de dirección ibérica (NW-SE) de 30 kilómetros de largo por 20 km de ancho constituida en su mayor parte por afloramientos triásicos (Buntsandtein, Muschelkalk y Keuper) y jurásicos, principalmente en sus bordes. La Sierra se estructura como un antiforme de núcleo pérmico y flancos triásicos y jurásicos: El Anticlinorio de la Sierra Calderona.
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| Figura nº 6: Mapa 1/350000 con la zona de Serra (Valencia) señalada en el recuadro amarillo. (Mapa Geológico 1/350.000 de la GVA). |
El Anticlinorio de la Sierra Calderona es la gran estructura que domina toda la zona formando un relieve acusado que destaca entre dos zonas deprimidas: La Plana de Valencia-Sagunto al sur y la Depresión del Palancia al norte, ambas rellenas por depósitos terciarios y cuaternarios. Esta estructura está formada por materiales mesozoicos poco plegados e intensamente fracturados de tal manera que, más que a una estructura anticlinal, la Sierra correspondería a una zona tabular poco o nada plegada.
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| Figura nº 7: Corte geologico transversal de la Sierra Calderona. |
Un rasgo estructural característico de este dominio es la presencia de fallas inversas de dirección N70ºE a E-O, con saltos en ocasiones importantes, que hacen aflorar los términos más bajos de la serie estratigráfica (Formación Alcotas del Pérmico y eventualmente el zócalo paleozoico, ya fuera de hoja). Estas fallas inversas van asociadas a fallas N130-140ºE, de gran longitud, que actúan como transfers y corresponden a desgarres dextrales. Otro rasgo estructural importante es la presencia de anticlinales de ejes norteados donde aflora el Buntsandstein basal, que suelen tener el flanco occidental fallado y hundido.
En el Sector Levantino de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica, al que pertenece la zona de Portacoeli, se depositó una secuencia jurásica que abarca desde el Hettangiense (Jurásico Inferior más bajo) al Kimmeridgiense-Portlandiense (Jurásico Superior) y que se detalla en el siguiente cuadro:
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| Figura nº 8: Esquema estratigráfico del Jurásico de la Cordillera Ibérica |
De esta secuencia se describirá con detalle el Grupo Chelva del Jurásico Medio (Dogger). Esta Unidad fue inicialmente definida por Gómez y Goy (1979) y elevada a la categoría de grupo por Gómez y Fernández-López (2003).
FORMACION CARBONATADA DE CHELVA.
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| Figura nº 9: Columna. |
Su límite inferior viene marcado por la progresiva desaparición de los intervalos margosos que constituyen el paso gradual a la Formación Margas de Turmiel y el superior lo constituye un nivel de condensación de fauna situado a techo de la Formación Calizas con esponjas de Yátova que ya ha sido descrito en la entrada correspondiente a Enero de 2020 en este blog.
La edad de la Formación Chelva seria Dogger de Toarciense-Aaliniense inferior a Oxfordiense inferior-medio.
Posteriormente esta Formación fue elevada al rango de Grupo al pasar sus distintos miembros a formaciones, tal como se describe a continuación:
El GRUPO CHELVA.
En la Cordillera Ibérica y durante el Jurásico Inferior se depositaron un conjunto de formaciones carbonatadas que se agrupan en dos grupos de formaciones: El Grupo Renales que incluye las Formaciones Imón, Cortes de Tajuña y Cuevas Labradas, eminentemente evapo-dolomítico y El Grupo Ablanquejo que incluye las Formaciones Cerro de Pez, Barahona y Turmiel, eminentemente calco-margoso. Sobre estos dos grupos se sitúa el Grupo Chelva del Jurásico Medio y eminentemente carbonatado. Este Grupo se compone de cinco unidades litoestratigráficas (Formaciones) diferenciadas y acotadas por sendos hiatos sedimentarios, tal como se puede ver en la siguiente figura.
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| Figura nº 10: El Grupo Chelva (Jurásico medio de la Cordillera Ibérica). |
A continuación, se describirán de muro a techo y de forma detallada, las unidades litoestratigráficas que constituyen este Grupo:
FORMACION CALIZAS NODULOSAS DE CASINOS (GÓMEZ ET AL. 2003):
Está compuesta por calizas mudstone a wackestone, en capas de 10 a 30 cm y con un aspecto noduloso que pueden llevar delgadas intercalaciones de calizas margosas o margas. Hacia su parte superior la formación puede contener una o varias superficies ferruginosas y/o fosfáticas, superficies perforadas, niveles de removilización, fósiles fosfáticos, niveles de wackestone a packstone con oolitos ferruginosos y/o fosfáticos, así como indicaciones de emersión como la karstificación. En su sección tipo la formación tiene 40 metros de espesor, pero puede variar desde 5 a 40 metros. La formación contiene abundantes cefalópodos (ammonites y belemnites).
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| Figura nº 11: Calizas nodulosas de Casinos (Yátova). |
A techo presenta un hard-ground con abundantes valvas de pectínidos compuesto por una costra ferruginosa y sobre ella una capa de oolitos ferruginosos que constituye un buen nivel guía del Jurásico.
El contenido macrofaunístico (ostreidos, crinoideos, gasterópodos, algas y serpúlidos) es elevado habiéndose encontrado Hildoceras cf semicostata y Terebratula cf wittnichi que indican una edad Toarciense medio-superior. En lamina delgada se han reconocido Lenculina, Vidalina, Dentalina, etc… . Este conjunto fosilífero indica una edad: Toarciense superior (p. p.) a Aaleniense (p. p.).
Figura nº 12: Ammonite de la especie Hildoceras semicostata.
El medio sedimentario correspondería a una plataforma marina externa somera con una intensa producción de fangos micríticos.
FORMACION CALIZAS DE EL PEDREGAL:
Esta unidad esta compuesta por calizas mudstone y wackestone de microfilamentos con equinodermos y pellets pudiendo presentar interestratos y/o intercalaciones de margas, a veces bioclásticas, que hacia la parte superior de la unidad pueden llegar a formar una alternancia margosa.
En esta Unidad, y en toda la Cordillera ibérica, es muy frecuente la presencia de nódulos de sílex y hacia la base de la Unidad, niveles de oolitos ferruginosos y/o fosfáticos, junto a niveles dolomíticos. En el Sector Levantino de la Cordillera se encuentran montículos volcánicos intercalados en esta Unidad.
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| Figura nº 13: Calizas grises bien estratificadas con numerosos nódulos de silex. |
Las calizas se disponen en estratos planos de 10 a 50 cm con bioturbaciones de zoophycus y thalassinoides y costras ferruginosas. La formación se dispone en secuencias de somerización con un término basal margoso y un termino superior calcáreo con bioturbaciones y bioconstrucciones de esponjas y algas. A techo de las secuencias pueden aparecer perforaciones biológicas, costras ferruginosas, glauconita, fosfatos y fósiles reelaborados.
La Fm. El Pedregal presenta un espesor de 150 metros en su corte tipo y en Sector Levantino (Casinos) y de 60 a 80 metros en Albarracín.
En algunos niveles de la Formación son frecuentes y abundantes los restos de ammonites, belemnites, bivalvos, braquiópodos equinodermos, gasterópodos, briozoos, esponjas y algas calcáreas que indican una edad comprendida entre el Aaleniense superior-Bajociense inferior (Cronozona Murchisonae) al Bajociense superior (Cronozonas Niortense y Garantiana).
Esta Formación se deposito en un medio de plataforma marina externa, somera y de salinidad normal con ocasionales periodos de emersión (margas con mudcraks). En la parte superior de la Formación se registra una etapa de profundización que facilito la comunicación del Proto atlántico y el Thetys.
FORMACIÓN CALIZAS BIOCLÁSTICAS DE MOSCARDÓN.
Esta Unidad esta constituida por calizas de grainstone a packestone bioclásticas, a veces oolíticas o intraclásticas en las que abundan los restos de crinoideos, que se disponen en estratos métricos discontinuos (de 1 a 3 m). Localmente presentan nódulos de sílex y estructuras sedimentarias como laminaciones cruzadas planares y en surco, ripples y barras. Son frecuentes las bioturbaciones (zoophycus y thalassinoides). Se presentan en secuencias de somerización con mudstone o wackestone a muro y calizas grainstone a pachestone a techo.
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| Figura nº 14: Calizas bioclásticas con estratificación ondulada. |
La formación presenta un espesor de 3 a 25 metros en la Rama Castellana disminuyendo de grosor hacia el Sector Levantino donde solo aparecen unos pocos metros de calizas con oolitos y oncolitos calcáreos, hacia el Mediterráneo llega a desaparecer. La macrofauna fósil es abundante y compuesta de cefalópodos, gasterópodos, bivalvos, braquiópodos, equinodermos, briozoos, esponjas y algas calcáreas.
La Formación, con discontinuidades estratigráficas a muro y techo, abarca desde el Bajociense superior(Cronozona Garantiana) a Bathoniense inferior (Cronozona Zigzag) y en el Rincón de Ademuz hasta la cronozona Parkinsoni (Bajociense superior).
La Formación se deposito en una plataforma carbonatada de alta energía (oleaje), muy somera de aguas limpias y salinidad normal en una etapa de somerización de la cuenca.
FORMACIÓN CALIZAS DE DOMEÑO.
Esta Unidad esta compuesta por calizas wackestone, a veces packestone y mudstone de microfilamentos y frecuentemente pellets, presentas intercalaciones de margocalizas y margas calcáreas, bien estratificadas en capas de 10 a 30 cm a veces de aspecto noduloso o lajoso. Localmente aparecen nódulos de sílex y estructuras de bioturbación (zoophycus y thalassinoides). En algunas localidades del sector levantino pueden aparecer montículos volcánicos.
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| Figura nº 15: Bioturbación por zoophycus (El Toro; Castellón) |
Son frecuentes las costras eruginosas y en la parte superior de esta Formación aparece la capa de oolitos ferruginosos de Arroyofrío.
La Unidad se organiza en secuencias estratocrecientes de somerización que pueden presentar un término basal con fósiles reelaborados, uno intermedio de margocalizas, margas y calizas y uno superior de calizas con estratificación irregular de aspecto noduloso que pueden terminar en una costra ferruginosa con perforaciones.
Los macrofósiles son frecuentes; cefalópodos, gasterópodos, bivalvos, braquiópodos.
La Formación presenta un espesor de 45 metros en Domeño y grosores superiores en Chelva, Alcublas, etc… y se deposito en una plataforma carbonatada externa y de salinidad normal, compartimentada por fallas, que evoluciono a una plataforma somera y uniforme con emersiones generalizadas a techo donde se desarrollo una laguna estratigráfica.
LA CAPA DE OOLITOS FERRUGINOSOS DE ARROYOFRÍO.
Este nivel está formado por calizas grises a veces beiges o amarillentas, aunque es normal que predominen los tonos rojizos debido a que presentan uno o más horizontes de concentración de oolitos ferruginosos, en el perfil de Domeño aparece un único nivel de oolitos. La facies principal son las oomícritas aunque también pueden aparecer las calizas con intraclastos y biomicriticas. Son muy abundantes los fósiles de cefalópodos, principalmente los ammonites. La Capa de oolitos ferruginosos tiene muy poco espesor, solo sobrepasa los dos metros en la zona de Caudiel - Higueras (Castellón), lo normal es que no alcance el medio metro de potencia como es el caso de Domeño y Abejuela.
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| Figura nº 16: La capa de Oolitos ferruginosos de Arroyofrio (Domeño). En la parte superior izquieda una fotografía con 20 aumentos de una muestra de la misma capa oolítica. |
La Capa de oolitos ferruginosos de Arroyofrío está ligada a una importante discontinuidad o laguna estratigráfica que abarca varios subpisos del Calloviense y del Oxfordiense. El límite del Jurásico Medio- Superior se localiza en este nivel, bien en su muro o en el interior de la Capa de oolitos donde hay fauna de la cronozona Gracilis. Aunque también puede encontrarse a techo de la Capa de oolitos ferruginosos donde aparece una superficie muy neta correspondiente a una superficie de no sedimentación, sobre la que se depositan calizas grises con tintes rojizos con abundantes oolitos ferruginosos que poco a poco que van desapareciendo hacia arriba.
En el caso de que no aparezca la capa de oolitos ferruginosos el límite Jurásico Medio-Jurásico Superior viene marcado por una discontinuidad con numerosas superficies de acumulación de fauna y costras ferruginosas, tal como se puede ver en Sot de Chera, en la que a techo de las calizas del Dogger hay una superficie de acumulación de fauna, principalmente ammonites, algunos de gran tamaño.
En Domeño la Capa de oolitos ferruginosos presenta una de sus mejores exposiciones. la Capa de oolitos ferruginosos es fácilmente reconocible por su color rojo oscuro que destaca entre los grises de las calizas infra y suprayacentes.
FORMACIÓN CALIZAS CON ESPONJAS DE YÁTOVA.
El techo del Grupo Chelva lo constituye la Formación Calizas con Esponjas de Yátova que fue descrita por S. Fernández-López y J Gómez (1978) en el perfil de Domeño (Valencia) con un espesor de 36,20 metros de calizas bien estratificadas con intercalaciones margosas y una fauna muy abundante:
Muro: Capa de oolitos ferruginosos de Arroyofrío.
-3,60 m: Calizas intrabiomicriticas masivas o en capas irregulares de 20 cms con intercalaciones margosas a techo. Contienen esponjas, belemnites, ammonites, braquiópodos y lamelibranquios.
-2,00 m: Calizas y margocalizas en capas irregulares y discontinuas de 0,20 m. Abundante bioturbación y fósiles de esponjas, serpúlidos, crinoideos, belemnites, braquiópodos, lamelibranquios y ammonites (Discosphinctes, Larcheria, Dichotomoceras y Ochetoceras).
-8,00 m: Calizas biopelmicriticas en capas irregulares de 0,20 m alternando con margas en capas de 0,10 m. Muy bioturbadas y con abundantes esponjas, serpúlidos, braquiópodos, belemnites, radiolas de equinidos, bivalvos, gasterópodos y ammonites (Dichotomoceras sp, Dichotomoceras bifurcatus, Ochetoceras y Glochiceras).
-5,10 m: Calizas microcristalinas (intrabiopelmicritas) en estratos de 0,20 m con interestratos de margas de 0,10 m. Macrofauna escasa.
-17,50 m: Calizas intrapelmicriticas en estratos de 0,20 m con intercalaciones margosas de 0,20 m. Abundantes fósiles de esponjas, serpúlidos, crinoideos, belemnites, braquiópodos, lamelibranquios, equínidos y ammonites (Epiltoceras, Euaspidoceras, Ochetoceras y Glochiceras). En la parte alta del tramo micrita fosilífera con Idoceras, Physodoceras y Glochiceras.
Sobre este nivel de concentración de ammonites se localizan 15 metros de margas grises con belemnites, aptychus, hexacoralarios ahermatípicos, bivalvos y gasterópodos que corresponden a la Formación Margas de Sot de Chera.
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| Figura nº 17: Contacto entre las formaciones Calizas con esponjas de Yátova y Margas de Sot de Chera. Localidad: Sot de Chera (Valencia) |
Meléndez realiza un estudio de este afloramiento a la altura de la Ermita de San Roque (Sot de Chera) describiendo un perfil de la Formación Sot de Chera formado por un conjunto de 10 metros de espesor de margas grises dividido en un conjunto inferior más margoso de 4 metros y un conjunto superior con intercalaciones de margocalizas grises. Este autor cita en esta unidad una fauna de ammonites piritizados que incluyen opélidos de los géneros Glochiceras (subgéneros Coryceras y Lingulaticeras), Taramelliceras (Metahaploceras) y algunos ataxiocerátidos (Subnebrodites aff proteron Nitz y Orthosphinctes) y aspidocerátidos como Physodoceras circumspinosum Quenstedt. Esta fauna junto a la encontrada en otros lugares de la Cordillera Ibérica (Subnebrolites, Orthosphinctes y Sutneria galar (Oppel 1863) permiten asignar esta unidad a la biozona Planula (biohorizontes Proteron, Planula y Galar). La Formación inmediatamente superior (F. Loriguilla) es muy poco fosilífera y se han mencionado ammonites ataxiocerinidos (Aspidoceras y Taramelliceras) atribuidos al Kimmeridgiense inferior.
En la columna descrita en este blog (entrada correspondiente Abril de 2018) esta formación presenta un grosor visible de 14,65 metros y está formada por caliza micrítica gris fosilífera de aspecto noduloso en estratos de 30 y 60 cm contiene nódulos de Fe y láminas margosas y presenta evidencias de disolución y caliza micrítica gris (mudstone-wackstone) en estratos de 50 cm con intercalaciones margosas con abundantes fósiles de equinodermos, lamelibranquios, espículas y ostrácodos), plaquitas de esparita y peloides. Se han reconocido la siguiente microfauna: Saccocoma y Globochaete alpina, Protoglobigerina oxfordiana, Lenticulina sp, Frombicularia sp, Ammodiscus sp, textularidos y ophtalmíidos.
COLUMNAS ESTRATIGRÁFICAS DETALLADAS DEL JURÁSICO VALENCIANO:
En la bibliografía existente sobre el Jurásico valenciano se estudian algunas columnas que se describen a continuación. A ambos flancos del Anticlinal de Chelva se desarrolla una potente secuencia jurásica que abarca desde el Lías al Kimmeridgiense y que en Chelva ha sido descrita detalladamente por J.J. Gómez (1979).
-20 m. Dolomías y calizas con frecuencia dolomítizadas de color marrón, bien estratificadas en capas de grosor variable. Tramo asimilable a la Formación Dolomías Tableadas de Imón del Rhetiense.
-70 m. Dolomías carniolares grises y oquerosas, masivas o en bancos muy gruesos con estratificación difusa. A techo aparecen biopelmicritas de filamentos de algas. Tramo asimilable a la Formación Carniolas de Cortes de Tajuña del Hettangiense.
-26 m. Calizas oquerosas, bien estratificadas en bancos gruesos de 0.5 a 1,5 m. de grosor, lo que las distingue del tramo anterior. Litológicamente corresponden a biopelmicritas de filamentos de algas y a pelesparitas con bioclastos de bivalvos, algas, equinodermos y lituolidos (Labyrintina recoarensis (CATI), Haurenia deserta (Henson), H. amiji (Henson) y Orbitopsella. A techo aparece un nivel decimétrico de dolomías con laminación ondulada por estromatolitos.
-17 m. Calizas (micritas y pelesparitas) bien estratificadas en capas de 0.5 a 1 m de grosor.
-15 m. Calizas mal estratificadas en bancos gruesos discontinuos.
-3,00 m. Dolomías (doloesparitas calcáreas con fósiles) y calizas (Micritas dolomíticas fosilíferas) oquerosas masivas o mal estratificadas. Contienen bivalvos, gasterópodos y equinodermos. A techo aparecen doloesparitas.
-17,00 m. Dolomías algo arcillosas en estratos finos a veces con laminaciones estromatolíticas en la parte inferior y dolomícritas con laminaciones paralelas que pasan a doloesparitas a techo.
-27,00 m. Dolomías (doloesparitas con pellets) estratificadas en bancos gruesos.
-9,00 m. Dolomías en bancos métricos a veces oquerosas.
-27,00 m. Calizas en bancos métricos con niveles de oolitos ferruginosos dispersos.
Estos tramos que comprenden un grosor de 173 metros corresponderían a la Formación Calizas y Dolomías tableadas de Cuevas Labradas del Sinemuriense.
-12,00 m. Calizas bioclásticas bien estratificadas con nódulos de sílex. Hacia el techo aparecen bioesparitas con restos de bivalvos y equinodermos.
-10,00 m. Calizas lumaquélicas y nodulosas en estratos con planos discontinuos. A techo presentan nódulos de sílex dispersos.
-10,00 m. Biocalcarenitas de equinodermos con estratificación irregular que a techo lleva una costra ferruginosa poco desarrollada.
Estos tramos corresponden a la Formación Calizas Bioclásticas de Barahona del Pliensbachiense superior.
-19,50 m. Alternancia de margas grises y amarillentas margocalizas y calizas nodulosas lumaquelicas. Contienen braquiópodos: Terebratula jauberti (Desl) T. witthichi (Chofe), Lobothyris subpunctata (Dav), Zeilleria stephani (Dav), Homeorhynchia batalleri (Bub), H. meridionalis (Desl), Stolmorhyinchia bouchardi (Dav). Corresponde a la Formación Alternancia de Calizas y margas de Turmiel del Toarciense.
Figura nº 18: el braquiópodo Lobothyris subpunctata
A partir de este nivel comienza la Formación Carbonatada de Chelva del Dogger (Aaleniense-Bajociense-Bathoniense-Calloviense-Oxfordiense) que presenta un espesor total de 141,65 metros, divididos en los siguientes tramos:
-15,00 m. Calizas biomicriticas bien estratificadas con planos de estratificación ondulados. Contienen espículas de esponjas gasterópodos, equinodermos y foraminíferos. A techo aparecen calizas ferruginosas.
-0,55 m. Caliza con oolitos ferruginosos y fosfatados con abundantes valvas de grandes pectínidos.
-0,60 m. Calizas con oolitos ferruginosos finamente estratificada, se ha encontrado un ejemplar de Leioceras subcostasum Buck.
-14.80 m. Calizas bien estratificadas con frecuentes cancellophycus en la superficie de los estratos.
-24.00 m. Calizas grises con nódulos de sílex.
-6.30 m. Calizas arcillosas, bien estratificadas, con nódulos de ferruginosos.
-1.20 m. Calizas grises con nódulos de sílex.
-3.70 m. Calizas rojas y grises de aspecto noduloso y lajoso.
-10,0 m. Ritmita de calizas gris oscura y calizas margosas con cancellophycus, belemnites y pectinidos y en la parte superior un nivel con Oppelia subradiata (Sow.).
Figura nº 19: el ammonite Oppelia subradiata (Bajociense).
-2.50 m. Ritmita de calizas con nódulos de sílex y calizas de aspecto noduloso con cancellophycus, Se han encontrado: Oppelia subradiata (Sow.), Normannites y Rynchonella cuadriplicata (Zieten).
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| Figura nº 20: Ammonites del género Normannites del Bajociense tardio. |
-63,0 m. Ritmitas de biopelmicritas con filamentos y calizas nodulosas arcillosas con abundantes fósiles de ammonites, braquiópodos, esponjas, etc… Formación Calizas con Esponjas de Yátova.
A techo aparecen las margas grises lajosas de la Formación Margas de Sot de Chera y toda la serie del Jurásico Superior (Grupo Turia).
En la siguiente figura se puede ver las columnas litoestratigráficas de las series Jurásicas de Chelva y de Domeño:
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| Figura nº 21: Columnas del Jurásico de Domeño y Chelva. |
COLUMNA LITOESTRATIGRAFICA DEL JURASICO DE NAQUERA.
En el Mapa Geológico del IGME (Hoja 696 BURJASOT) se describe la siguiente serie litoestratigráfica levantada en Náquera:
Muro: Arcillas y margas abigarradas del Keuper.
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| Figura nº 22: Afloramiento de arcillas rojas en facies Keuper (Bco de Portacoeli; Serra) |
Formación Carniolas de Cortes de Tajuña. Está constituida por 30 metros de calizas masivas de aspecto carniolar con intercalaciones dolomíticas. Edad Lías inferior.
Formación Calizas bioclásticas de Barahona. Constituida por 40 metros de calizas azoicas en estratos gruesos, pasando a calizas bioclásticas con fósiles mal conservados. Edad: Pliensbachiense superior.
Formación Alternancia de Calizas y margas de Turmiel. Constituida por 10 metros de margas gris amarillentas con intercalaciones de calizas arcillosas. Sin fósiles. Edad: Toarciense.
Formación Calizas nodulosas de Casinos. Constituida por 15 metros de calizas arcillosas en capas finas. Edad: Toarciense-Aaleniense.
Formación Pedregal. Constituidas por 10 metros de calizas bioespáriticas con nódulos de sílex interestratificados. Edad; Bajociense.
Formación Moscardón. Constituida por 19 metros de calizas micríticas, tableadas, con intercalaciones delgadas (0,40 m) de calizas arcillosas. A techo restos de ammonites rodados (Procerites sp y Homoeoplanulites sp.). Edad. Bajociense-Bathoniense superior.
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| Figura nº 23: Ammonites del genero Procerites (Familia Perisphinctidae) |
Formación Domeño. Constituida por 3,25 metros de calizas grises a grises rojizas biomicríticas arcillosas con microfilamentos en estratos de medio metro de grosor. Niveles con acumulaciones de belemnites y un nivel delgado con una acumulación de ammonites Macrocephalites sp., Macrocephalites cf macrocephalus, Macrocephalites canizzaroi, Homoeoplanulites cf furculus. A techo abundantes secciones de Macrocephalites sp. Edad; Calloviense inferior y medio.
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| Figura nº 24: Ammonite Macrocephalites macrocephalus. |
Formación Capa de Arroyofrío. Constituida por un nivel de 0,20 metros de grosor de calizas rojizas con oolitos ferruginosos y abundantes ammonites: Macrocephalites sp., Dolikephalites gracilis, Grossouvia aff chanasiense, Elatmites sp., Elatmites curvirostra, Oppelia (Paralcidia) cf marionae, Hecticoceras sp., Reineckeia sp., Macrocephalites canizzaroi., Macrocephalites compresus., Indocephalites aff chrysoolithicus., Phylloceras hommairel., Hecticoceras cf hecticum y Reineckeia revili. Edad; Calloviense.
Formación Calizas con esponjas de Yátova. Constituida por 18,50 metros de calizas arcillosas grises, bioclásticas y glauconíticas de aspecto noduloso en estratos de grosor medio a fino con intercalaciones arcillosas más frecuentes hacia arriba. En la base aparecen Perisphinctes (Dichotomosphinstes) aff antecedens, por encima Ochetoceras sp., Perisphinctes (Dichotomoceras) sp. Edad: Oxfordiense.
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| Figura nº 25: Ammonite Ochotoceras canaliculatum (Familia Oppelidae) |
Formación Margas de Sot de Chera. Constituida por 7 metros de margas gris amarillentas con pequeños nódulos de Fe con algún belemnite. Edad: Oxfordiense.
Formación Ritmita Calcárea de Loriguilla. Constituida por 20 metros de una alternancia rítmica de micritas y calizas arcillosas lajosas en estratos delgados (0,20 a 0.05 m). Edad: Kimmeridgiense inferior.
Por encima aparece un conjunto que puede ser atribuido a la Formación Calizas con Oncolitos de Higueruelas:
-34 m. Calizas bioclásticas masivas de color gris rojizo con fósiles de corales, equinodermos, etc…)
-12 m. Calizas grises masivas con niveles oolíticos con macrofauna de pelecípodos, equinodermos, briozoos, etc… y una microfauna de Clypeina cf jurásica, Labyrinthina mirabilis, Nautiloculina oolithica. Edad Kimmeridgiense medio.
Figura nº 26: el foraminifero Nautiloculina oolithica.
-28 m. Calizas arenosas gris amarillentas, bioclásticas en capas de 0,10 a 0,20 m y margas ocres con macrofauna de corales, moluscos y equinodermos junto a una microfauna de Alveosepta jaccardi, Labyrinthina mirabilis, Nautiloculina oolithica y Thaumatoporeila cf pardoversiculifera.
CARTOGRAFIA RECIENTE
La Generalidad Valenciana en su cartografía geológica a escala 1/25.000, coincide con algunas de las precisiones aquí expuestas y sitúa estos materiales en el Grupo Chelva (Toarciense-Oxfordiense) formando parte de una secuencia estratigráfica jurásica que comienza en el Lías (Formaciones Imon y Cortes de Tajuña), continua en el Pliensbachiense (Formaciones Curvas Labradas y Barahona). Justo debajo del Grupo Chelva en esta cartografía se localiza la Formación Margas de Turmiel del Toarciense. El contacto del Jurásico con el Trías discurre por el Barranco de Potrillas y, aunque esta tapado, debe de ser mecánico pues las dolomías tableadas de la Formación Imon se encuentran verticalizadas.
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| Figura nº 27: Mapa Geológico (1/25.000) de la Generalitat Valenciana. |
El IGME también ha publicado recientemente, una actualización de su serie MAGNA que comenzó con la Hoja de Sagunto. No la tomo en consideración, ni la muestro en esta entrada, por la mala calidad gráfica de su mapa geológico, que al contrario de los mapas de Serie 2, impide apreciar la cartografía topográfica.
DESCRIPCION DE LA ZONA DE PORTACOELI.
El Jurásico de la zona de Portacoeli (Náquera), que se localiza en la parte meridional de la Sierra Calderona en su límite con la Plana de Valencia Norte, aflora en un área de 6 kilómetros de largo por 4 de ancho entre las localidades de Ollocau y Bétera (Valencia). Se trata de una zona de montaña media con cotas de máximas de 400 msnm (Paraje de El Campillo) con orientaciones N-S y NW-SE. Muy escasamente poblada con un solo asentamiento importante: La Cartuja de Portacoeli (Serra).
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| Figura nº 28: La Cartuja de Portacoeli (Serra) |
La zona es drenada por los Barrancos de Pedralvilla, Portacoeli y Náquera, afluentes del Barranco del Carraixet. La zona presenta por una densa cubierta vegetal típica de la zona y constituida, principalmente, por pinos y matorral mediterráneo.
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| Figura nº 29: La Cantera rodeada de una densa vegetación. |
Geológicamente la zona está constituida por rocas carbonatadas (calizas, dolomías y margas) jurásicas (consideradas del Lías-Kimmeridgiense en la cartografía del IGME) que en su parte septentrional están en contacto por falla con dolomías y carniolas liásicas, al NW por afloramientos del Keuper y al Sur por depósitos postectónicos formados por abanicos aluviales terciarios, pliocenos y cuaternarios. En el valle de la Cartuja de Portacoeli aflora el Keuper.
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| Figura nº 30: Mapa geológico 1/50.000 (IGME) de la zona de Portacoeli (Serra) |
En la zona del Mirador de La Pedrera (Portacoeli) se encuentran, muy próximas, dos explotaciones (canteras), de las se extrajeron calizas para áridos o material para la Cartuja. Una de ellas es más antigua y está bastante cubierta por la vegetación, siendo la más moderna, que se encuentra en el Camino del Mirador, la que presenta su frente de explotación más limpio de vegetación y con un buen afloramiento de calizas.
Esta cantera se localiza a unos 1.500 metros al Sur de la Cartuja de Portacoeli, en el paraje de El Pla de la Pedrera (Termino Municipal de Serra), en el punto de coordenadas U.T.M.:
X= 771030
Y=4394168
Z= 283 msnm.
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| Figura nº 31: Mapa topográfico con la situación de ambas canteras. |
Como ya se ha mencionado la densa cubierta vegetal complica la observación de la geología de la zona. La disposición geológica solo es observable con claridad en la Pedrera de Portacoeli una cantera de forma ovalada con una superficie de 4300 m2, una longitud de 90 metros y una anchura de 70 metros con una profundidad de una docena de metros.
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| Figura nº 32: La Pedrera de la Cartuja (Portacoeli; Serra) |
A 150 metros al NE de esta cantera se encuentra otra explotación, más antigua, y con mayor cubierta vegetal por lo que las condiciones de observación son peores, tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía.
Figura nº 33: Antigua cantera muy tomada por la vegetación.
TECTONICA LOCAL.
Al igual que en el resto de la Sierra Calderona, en esta zona la deformación por plegamiento es poco importante y solo en el Paraje de La Torre (Náquera) se localiza un tren de pliegues de directriz ibérica. Las estructuras tectónicas dominantes son las fracturas siendo las más importantes de directriz ibérica afectadas por otras transversales. Se observan algunos cabalgamientos prácticamente horizontales y de disposición escalonada.
El contacto del Jurásico con el Triásico es de tipo mecánico y se sitúa en el Barranco de la Balónia donde el Keuper ha ejercido un empuje que ocasiona la practica verticalización de las dolomías tableadas de la Formación Imón.
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| Figura nº 34: Estratos de dolomias de la Formacion Imón verticalizados (Bco de Portacoeli; Serra) |
La cantera de la Pedrera de Portacoeli explotaba nivel de calizas grises bien estratificadas que se presentan con buzamientos tendidos y una disposición tectónica con pliegues muy suaves. Según la cartografía geológica la estructura general correspondería a un sinclinal muy laxo tal como se puede ver en la siguiente figura:
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| Figura nº 35: pliegue suave en el frente de la Cantera |
ESTRATIGRAFIA LOCAL.
En el Paraje de Balória, en el camino que, desde el Mirador de la Pedrera, conduce a la Cartuja de Portacoeli, se puede ver el Jurásico Inferior que está constituido por dolomías marrones tableadas de la Formación Imón encima de las cuales se localizan carniolas de la Formación Cortes de Tajuña y dolomias brechoides de la Formación Cuevas Labradas.
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| Figura nº 36: Dolomias carniolares de la Fm. Cortes de Tajuña (Portacoeli) |
Este conjunto dolomítico, correspondiente al Grupo Renales, presenta un espesor mínimo de 40 metros, algo superior si se tiene en cuenta el buzamiento de la serie, como se puede apreciar en la siguiente fotografía.
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| Figura nº 37: Afloramiento de dolomias en el Barranco de Portacoeli. |
Sobre este conjunto dolomítico aflora un tramo margoso de color blancuzco, que podría asimilase a la Formación Margas de Turmiel. Por encima aparecen las calizas grises del Dogger (Formación Carbonatada de Chelva) que son explotadas en las dos canteras. La mala calidad de los afloramientos no permite distinguir los contactos entre las unidades litoestratigráficas.
En la Pedrera de Portacoeli la disposición estratigráfica es de estratos de 0,50 a 0,20 m de grosor de calizas grises oscuras y calizas claras fosilíferas con superficies de estratificación irregulares bien marcadas, algunas con calizas margosas negras y niveles ferruginosos con acumulaciones de fósiles.
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| Figura nº 38: Calizas gruesas en el frente de la Cantera de Portacoeli (Serra). |
En el frente de la cantera aparecen calizas de color gris oscuro, casi negras, en estratos muy gruesos (0,50 a 1,00 m,) caracterizadas por presentar superficies de estratificación irregulares, muy onduladas, con costras ferruginosas y acumulaciones lumaquélicas de cefalópodos (ammonites y belemnites).
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| Figura nº 39: Superficie de estratificación con costra ferruginosa. |
En muestra fresca, estas calizas son de color gris oscuro, de grano muy fino y cristalinas, con fractura concoidea, sin bioclastos, ni microfauna visible tal como se puede ver en la muestra de la siguiente fotografía.
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| Figura nº 40: Muestra de mano de las calizas negras de la Pedrera. |
En la parte más baja del frente de la cantera aparece un nivel de calizas margosas negras con rostros de belemnites de color negro sin llegar a verse su relación con las calizas:
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| Figura nº 41: Margas negras con belemnites. |
Por encima de las calizas oscuras aparecen calizas bien estratificadas, en capas de 0,20 m de grosor, con superficies de estratificación marcadas por acumulaciones de ammonites. Estas calizas son micríticas, de color gris muy claro, fractura concoidea y con gran cantidad de fósiles, principalmente belemnites fosilizados en calcita de color oscuro, junto a ammonites y bivalvos.
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| Figura nº 42: Calizas de color gris claro en estratos irregulares de grosor decimétrico con numerosas seccionesde belemnites. |
En la siguiente figura se puede ver una muestra de esta caliza vista con 20 aumentos, donde se aprecia un belemnite en sección transversal:
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| Figura nº 43: Caliza de color gris con una sección transversal de un rostro de belemnite en calcita negra. |
En la adyacente cantera más antigua y aparentemente por encima de estos niveles calcáreos aparecen unos niveles de calizas rosáceas con interestratos margosos que por su posición estratigráfica podrían corresponder con los niveles de calizas rojizas descritos en algunos perfiles del Dogger o a la Formación Calizas con Esponjas de Yátova. La ausencia de fauna no me ha permitido determinar a que unidad litoestratigráfica corresponden estas calizas rojizas.
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| Figura nº 44: Calizas grises y rojizas en bancos submetricos, con intrerestratos muy delgados de margas. |
SUPERFICIES FERRUGINOSAS LUMAQUELICAS (“HARD GROUND”).
En la Pedrera del Mirador de Portacoeli son muy características las superficies de estratificación de color anaranjado o amarillento, bioturbadas, con abundantes ammonites y belemnites que corresponderían a hard ground ferruginosos:
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| Figura nº 45: Hard ground ferruginoso de de cefalópodos (ammonites y belemnites) |
En algunas de las superficies ferruginosas o hard ground se pueden observar grandes ammonites de aspecto globoso o con conchas más evolutas:
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| Figura nº 46: Acumulación de conchas de ammonites globosos. |
También son muy frecuentes los hard ground con acumulaciones de belemnites como el que se puede ver en la siguiente fotografía;
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| Figura nº 47: Hard ground ferruginoso con una gran concentración de belemnites. |
Algunas de las superficies ferruginosas, con acumulación de belemnites, presentan una intensa bioturbación:
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| Figura nº 48: Hard ground ferruginoso con belemnites, algún ammonite y una intensa bioturbación. |
NIVEL DE ACUMULACION DE CONCHAS DE AMMONITES.
En el techo de un estrato de calizas grises claras fosilíferas se encuentra un nivel de acumulación de fósiles, principalmente ammonites, junto a belemnites y otros fósiles como bivalvos y gasterópodos.
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| Figura nº 49: Concentración de fósiles a techo de un grueso estrato de calizas grises. Pedrera de Portacoeli (Serra). |
En la siguiente fotografía se puede observar un detalle de la fotografía anterior con un detalle de la superficie de estratificación muy bien marcada:
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| Figura nº 50: Acumulación de fósiles, principalmente ammonites, a techo de un estrato de calizas grises. Pedrera de Portacoeli (Serra). |
Los ammonites aparecen como secciones tal como se puede ver en la siguiente fotografía. Estas secciones los enrollamientos son diferentes según el género y la especie:
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| Figura nº 51: Secciones de ammonites diferentes y de un belemnite en calcita concentrica. |
En algunas de las secciones se pueden ver además otras características de las conchas de los ammonites como tabiques y costillas:
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| Figura nº 52: Otras secciones de ammonites del mismo nivel de concentración de fauna. |
En muchos de los ejemplares de ammonites se pueden observar como las cámaras están huecas y tapizadas de cristales de calcita, en algunos casos, como en el ejemplar de la siguiente fotografía, solo esta hueca la cámara de habitación.
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| Figura nº 53: Detalle de una sección de ammonite mostrando hueca y tapizada de cristales la cámara de habitación. |
En algunos casos todas las cámaras están huecas y rellenas de cristales de calcita, apareciendo como pequeñas geodas, tal como se puede ver en la siguiente imagen:
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| Figura nº 54: Sección de ammonite con todas sus cámaras huecas y tapizadas de cristales de calcita. |
DESCRIPCIÓN DE LA MACROFAUNA FOSIL.
AMMONITES.
La macrofauna más abundante corresponde a los cefalópodos, concretamente conchas de ammonites y rostros de belemnites, junto a ellos aperelen algunos pocos bivalvos y gasterópodos.
Los ammonites son muy abundantes, aunque no he podido encontrar ninguno lo suficientemente completo como para poder clasificarlo. Aparecen ammonites con conchas esferoconas (involutas y globosas) con una ornamentación a base de finas costillas que podrían corresponder a Macrocephalites un género muy abundante en el Jurásico Medio de la Cordillera Ibérica.
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| Figura nº 55: Ammonite globoso sobre una superficie de estratificacion ferruginosa. Se observa una ornamentación a base de costillas. |
También se encuentran ammonites con conchas serpenticonas (evolutas) con una densa ornamentación a base de numerosas y bien marcadas costillas, similares a las formas del género Perisphinctes, también muy abundante en el Jurásico de la Ibérica.
Figura nº 56: Ammonites con una marcada ornamentación a base de costillas. Se
localizan en una superficie de estratificación ferruginosa con belemnites.
También son abundantes los ammonites con gruesas costillas como el que se puede ver en la siguiente figura, localizado dentro de un estrato de caliza gris:
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| Figura nº 57: Ammonite de gruesas costillas dentro de un estrato de calizas grises. |
MARCADORES DE PALEOCORRIENTES: CONCHAS DE AMMONITES IMBRICADAS:
En las concentraciones de ammonites, a techo y muro de los estratos de calizas, se puede observar como la mayoría de las conchas de ammnonites se presentan imbricadas respecto al plano de la estratificación indicando que las conchas fueron transportadas lo que es acorde con las observaciones de algunos investigadores que indican el transporte de las conchas de ammonites desde los medios pelágicos en que vivían a ambientes de sedimentación más someros donde eran depositados y fosilizaban. Al igual que sucede con los cantos, la imbricación de las conchas de ammonites sería un indicador de la dirección de la paleocorriente que las transporto en este caso y a falta de un estudio más concienzudo, parecen indicar una corriente en sentido del SE al NW. La presencia de algunos ammonites orientados en sentido puesto podría ser indicativo de la existencia de mareas.
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| Figura nº 58: Contras de ammonites imbricadas marcando la dirección de la paleocorriente que en este caso iría hacia la izquierda. Esta dirección nos indicaría que la corriente iría de SE a NW es de ir de zonas profundas del Océano Tethys donde vivían estos cefalópodos hacia zonas de plataforma marina somera en el borde oriental del Macizo Ibérico donde se depositaron y fosilizaron (Pedrera de Portacoeli; Serra). |
BELEMNITES.
Los rostros de belemnites aparecen concentrados en lumaquelas en planos de estratificación ferruginosos y bioturbados pero también son muy abundantes dentro de los estratos calcáreos donde, generalmente, aparecen como secciones circulares de calcita fibrosa concéntrica.
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| Figura nº 59: Caliza con pátina ferruginosa y una gran concentración de rostros de Belemnites (Pedrera de Portacoeli; Serra)- |
Los belemnites están conservados en calcita fibrosa de color marrón oscuro o negra, tal como se puede observar en el ejemplar de la siguiente fotografía:
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| Figura nº 60: Rostro de belemnites completo se puede observar la estructura fibrosa de la calcita en que fosiliza. |
En el nivel de margas negras situado a muro de las calizas fosilíferas que se explotaron en la Pedrera de Portacoeli también aparecen belemnites.
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| Figura nº 61: Rostro de belemnite conservado en margas calcáreas grises oscuras. |
Dentro de los muy abundantes belemnites se han podido distinguir dos géneros: Hibolites (Bathoniense al Barremiense) y Belemnopsis (Jurásico Medio a Superior) ambos frecuentes y cosmopolitas.
De Hibolites destaca su forma ligeramente ensanchada en la parte terminal del rostro y mas estrecha y con una típica muesca correspondiente al fragmocono en su parte trasera.
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| Figura nº 62: Rostro de beleminites del genero Hibolites (Pedrera de Portacoeli; Serra). |
El género Belemnopsis destaca por su rostro estrecho y alargado con una marcada muesca que lo recorre en toda su longitud:
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| Figura nº 63: Rostros de belemnites en un hard ground ferruginoso con ammonites. |
En principio los rostros de los belemnites no parecen tener ningún orientación preferencial pero serie necesario realizar un estudio estadístico de las orientaciones de los mismos para comprobar si, al igual que los ammonites, también presentan algún tipo de orientación debida a las paleocorrientes como se ha visto en el Jurásico de Asturias.
CONCLUSIONES.
Sin duda las calizas que han sido explotadas en la cantera de La Pedrera de Portacoeli (Serra; Valencia) por su aspecto (calizas grises bien estratificadas) y contenido fosilífero (principalmente ammonites y belemnites) corresponden al Dogger, es decir al Grupo Chelva. Comparando estas facies con otras reconocidas en distintos sitios del Jurásico del Sector Levantino y sobre todo considerando la presencia superficies ferruginosas y de acumulaciones de ammonites a techo de algunos estratos calcáreos, muy similares a algunas que aparecen en Domeño, se puede considerar que estas calizas corresponderían a la Formación Calizas de Domeño del Bathoniense inferior o medio al Calloviense superior - Oxfordiense. La ausencia de nódulos de sílex parece indicar que estas calizas no pertenecerían a la Formación El Pedregal. De la misma manera la ausencia de calizas bioclásticas y/o oolíticas serian un indicativo de que tampoco pertenecerían a la Formación El Moscardón.
En los alrededores de la cantera el terreno está constituido por alternancia de calizas grises muy poco fosiliferas en estratos delgados y margas claras en bancos gruesos muy alteradas. Estos niveles presentan una considerable deformación por plegamiento. Por su mala exposición ya que generalmente, están tapadas, es muy difícil adscribirlas a alguna de las formaciones jurásicas presentes en la zona.
En la cantera se encuentra una abundante fauna fósil constituida en su mayor parte por cefalópodos: ammonites y belemnites, generalmente acumuladas en superficies de estratificación con costras ferruginosas. En el frente la cantera se pueden observar cortes frescos de las calizas fosilíferas que muestran secciones transversales de conchas de ammonites transportadas y acumuladas en la parte alta de los estratos, las conchas aparecen mostrando una imbricación indicativa de su acumulación por corrientes marinas de dirección aproximada SE-NW, con sentido al NW, es decir desde las zonas de mar abierto profundo (Tethys) donde vivían estos cefalópodos, hacia zonas de plataforma carbonatada somera, a la orilla del Macizo Ibérico, donde fueron depositadas.
CONCLUSIONS.
Without a doubt, the limestones that have been exploited in the La Pedrera de Portacoeli quarry (Serra; Valencia) due to their appearance (well-stratified gray limestones) and fossiliferous content (mainly ammonites and belemnites) correspond to the Dogger, that is, to the Chelva Group. Comparing these facies with others recognized in different Jurassic sites of the Levantine Sector and especially considering the presence of ferruginous surfaces and accumulations of ammonites on the roof of some calcareous strata, very similar to some that appear in Domeño, it can be considered that these limestones would correspond to the Domeño Limestone Formation from the lower or middle Bathonian to the upper Callovian - Oxfordian. The absence of flint nodules seems to indicate that these limestones would not belong to the El Pedregal Formation. In the same way, the absence of bioclastic and/or oolitic limestones would be an indication that they would not belong to the El Moscardón Formation either.
In the surroundings of the quarry the terrain is made up of alternating gray limestone in thin strata and highly altered marl in thick banks. These levels present considerable deformation due to folding. Due to their poor exposure and the fact that they are generally covered, it is very difficult to assign them to any of the Jurassic formations present in the area.
In the quarry there is an abundant fossil fauna made up mostly of cephalopods: ammonites and belemnites, generally accumulated on stratification surfaces with ferruginous crusts. At the front of the quarry you can see fresh cuts of the fossil limestones that show cross sections of ammonite shells transported and accumulated in the upper part of the strata. The shells appear showing an imbrication indicative of their accumulation by marine currents in an approximate SE direction. -NW, heading NW, that is, from the deep open sea areas where these cephalopods lived, towards shallow carbonate platform areas where they were deposited.
