EL PALEOZOICO DEL BARRANCO DE ALCOTAS (CHELVA; VALENCIA)

Resumen:

En esta entrada describiremos el uno de los pocos y el mayor,  afloramientos del zócalo hercínico de la Cordillera Ibérica existente en la Provincia de Valencia. Se describe una secuencia de sedimentos detríticos (pizarras, limolitas areniscas y cuarcitas) depositados en una plataforma marina somera (tidal sand flat), con estructuras sedimentarías típicas de este tipo de facies (laminaciones cruzadas, ripples de oscilación). La serie esta considerada como Ordovícica (Tremadoc) y esta afectada por una intensa deformación tectónica y metamorfismo. Estructuralmente se encuadra en la Zona Astur Occidental Leonesa del Arco Ibero Armoricano (Rodilla Asturiana).

Summary:

         In this post we describe the only outcrop Hercynian base of existing Iberian Cordillera in the province of Valencia. We describe a sequence of detrital sediments (shales, siltstones, sandstones and quartzites) deposited in a shallow marine platform, sedimentary structures typical of this type of facies (cross laminations, ripples). The series is regarded as Ordovician (Tremadoc) and is affected by intense tectonic deformation and metamorphism accused of greenschist facies. Structurally falls in Western Astur Leonese Zone, Ibero Armorican Arc (Knee Asturiana).

ANTECEDENTES:

En la Provincia de Valencia apenas hay afloramientos de terrenos del Paleozoico, los únicos asomos se localizan en el termino municipal de Chelva , más concretamente en el Paraje del Barranco de Alcotas. y en Paraje del Barranco del Gato y otro afloramiento mas pequeño en Marines. Se trata de un afloramiento conocido desde hace tiempo y referenciado en la cartografía geológica oficial, concretamente en la Hoja Nº 666 (CHELVA) del MAGNA, tal como se puede apreciar en el mapa de la figura nº4:

Figura nº 1: Modelo digital del terreno. Barranco de Alcotas.

Figura nº 2: Ejemplar de Leptaena del Ordovicico

 El Paleozoico aparece en una estructura conocida como “Ventana tectónica del Remedio (Brinkmann)” incluida en otra gran estructura de mayor tamaño; el “Anticlinorio de Chelva” de la Cordillera Ibérica Suroriental. Los terrenos están considerados Ordovícico Inferior (Tremadoc) por similitud de facies con otros afloramientos de la Ibérica y por la descripción de un ejemplar de Leptaena c.f. porcata que le otorga una edad Ordovícica con un rango de 455 a 436 Ma.

El afloramiento se localiza en el antiguo camino de Chelva a Alcotas, en el tramo que discurre por el cauce del Barranco de Alcotas. Su límite superior se localiza en el punto de coordenadas; X: 674830; Y: 4404430; Z: 580 m.s.n.m. y el inferior en el punto de coordenadas; X: 674380; Y: 4404300; Z: 560 m.s.n.m.. El afloramiento tiene una anchura máxima de 400 metros y una longitud de 2.500 metros, extendiéndose en forma de cuña en una dirección WNW - ESE, la exposición del terreno es bastante continua, aunque en algunos sitios son inaccesibles y/o están muy tapados por la vegetación. A lo largo del barranco discurre una GR (Gran Ruta).

 
En el siguiente enlace se puede ver una:Vista aérea del Barranco de Alcotas

Figura Nº 4: Mapa geológico de la zona considerada (MAGNA HOJA 666 CHELVA)

Según el MAGNA (Hoja nº 666 CHELVA) las litologías aflorantes están compuestas por pizarras grises y verdosas, ampelíticas, que pueden definirse como filitas oscuras, muy brillantes, algo arenosas con cuarcitas blanquecinas muy compactas con un metamorfismo muy acusado. 

Figura nº 5: El afloramiento paleozoico de Alcotas sobre la ortofoto de la zona

Figura nº 6: Contacto Paleozoico-Triásico.

El contacto superior entre las metapelitas paleozoicas (pizarras negras) y las margas evaporíticas triásicas en facies Keuper es de tipo discordante compuesto por una capa dolomítica de espesor métrico que se apoya directamente sobre las pizarras negras paleozoicas. Esta capa esta compuesta por dolomías grises con pátina marrón por meteorización) y presenta una estructura en forma de barra con estratos que se acuñan. Sobre este nivel dolomítico aparecen margas de colores claros muy alteradas que en la cartografía del IGME se consideran triscas, pero cuya edad esta por confirmar pues también podrían ser del Muschelkalk (Margas y yesos del Mas).

El contacto se localiza donde se indica en la fotografía anterior (Figura nº 6). A la derecha afloran las margas con yesos y alguna pasada dolomítica del Triásico Superior en facies Keuper, a la izquierda las areniscas, cuarcitas y pizarras del Paleozoico. En este sector del afloramiento, el Paleozoico se presenta completamente verticalizado y su aspecto general es pizarroso.

Figura nº 7: Areniscas y pizarras con ripples

En la siguiente fotografía se puede ver un detalle de la litología que esta en contacto con el Keuper. Se pueden apreciar niveles de areniscas cuarcíticas y grauwakicas de color blanco a marrón rojizo y niveles de pizarras negras ampelíticas con laminaciones centimétricas y milimétricas de areniscas blancas y areniscas ferruginosas por la alteración de minerales con alto contenido en hierro como la biotita y los feldespatos. En los planos de estratificación se aprecian ripples de corriente y de oscilación. 

Figura nº 8: Afloramiento de pizarras azules

A continuación, siguiendo el barranco aguas abajo, aparecen niveles de pizarras negras con tonos azulados con superficies brillantes (sericíticas) por la presencia de diminutos cristales de mica (moscovita y biotita). Las pizarras se presentan muy alteradas y bastante tapadas por la vegetación del barranco (ver fotografía de la derecha).

Figura nº 9: Veta de cuarzo en las pizarras

Por todo el afloramiento aparecen abundantes vetas y pequeños filones de cuarzo blanco, así como grietas de tensión llenas de cuarzo (ver fotografía).

A continuación de las pizarras negras aparecen algunos niveles con laminaciones de areniscas cuarcíticas y grauwakicas de colores blancos y marrones, son muy semejantes a los del tramo en contacto en el Keuper por lo que podrían corresponder al mismo tramo, localizado a ambos flancos de un posible pliegue muy difícil de delimitar.

Figura nº 10: Areniscas cuarcíticas blancas con laminaciones marrones y ondulaciones de ripies.

Figura 11:Areniscas y pizarras con ondulaciones

A continuación el terreno pasa a presentarse como una rítmita compuesta por una alternancia de estratos delgados de areniscas cuarcíticas blancas y pizarras negras, se pueden observar numerosas estructuras de tipo lentejonar y ondulaciones de ripples. La serie esta muy tapada por la vegetación. Este tramo esta afectada por una intensa deformación que se resuelve en forma de pliegues, como el anticlinal de la siguiente fotografía, con su núcleo de pizarras negras en el que se puede apreciar la esquistosidad debida a la primera fase de deformación S1. Su dirección es NO – SE y su vergencia al SO.

Figura nº 12: Pliegue anticlinal desarrollado en la alternancia de pizarras negras con areniscas

Figura nº 13:Pizarras de pátina azulada con laminaciones tectónicas

La estructura anticlinal arriba descrita ocasiona la repetición del tramo de pizarras negras azuladas, masivas.

En estas pizarras oscuras de pátina azulada, se aprecian microestructuras tipo crenulación que puede corresponder al final de la primera fase de plegamuiento o a la tercera fase de deformación hercínica S 3.

Figura nº 14: Detalle de las cuarcitas masivas muy alteradas

Figura nº 15: Crestón cuarcítico 

Después de estas pizarras aparece un nivel muy continuo de metacuarcitas ferruginosas de grano fino, muy duras, con fractura concoidea, de color marrón rojizo por alteración (ver fotografía de la figura de la izquierda), que se presentan  en estratos gruesos a muy gruesos que dan lugar a un crestón que origina un marcado resalte en el terreno, tal como se puede ver en la siguiente fotografía (figura nº 15):

Figura nº 16:Superficie de estrato con marcas de corriente

Este resalte cuarcítico podría asimilarse a la Formación San Marcos (Cuarcitas de Comenarejo) que puede superar los 100 metros de espesor y esta compuesta de areniscas y cuarcitas que se presentan en estratos de hasta 1 metro de espesor con morfologías lenticulares   conestratificaciones cruzadas, magaripples y scolithus. La Formación presenta un nivel ferruginoso impuro que puede corresponder al evento volcánico explosivo que sucedió en el Oceano Iapetus hace 458 Ma y que origino los yacimiento d hierro del Caradociense Inferior Europeo. En Alcotas los estratos del tramo cuarcítico son de espesor métrico y presentan de marcas de corriente (ripples) en las superficies de estratificación tal como se puede ver en la fotografía de la derecha. Es de notar que estas cuarcitas son fétidas, desprendiendo un fuerte olor a azufre al picarlas por lo que no es de descartar que tengan alguna participación volcánica.

El contenido fósil de las cuarcitas es prácticamente nulo y su medio de sedimentación seria de plataforma somera con depósitos areniscosos de barras litorales.  

Figura nº 17: Pizarras negras con  areniscas

A continuación del banco de cuarcitas masivas anterior, siempre aguas abajo, continúa el mismo tipo de terreno pizarras negras hojosas con estratos de cuarcitas marrones y rojizas de espesor submétrico y carácter lentejonar con estratificación cruzada lanar y en surco.

Figura nº 18: Pistas de reptacion en un plano de estratificacion

En este tramo es donde he encontrado el único vestigio fósil en toda la serie, una pista de reptación en un plano de estratificación.

Figura nº 19: Cuarcitas rojas en el cauce del barranco

 Al final del afloramiento paleozoico, cerca del contacto con el Pérmico, se localiza un tramo intensamente deformado compuesto por cuarcitas rojizas de grano muy fino con delgados niveles de cuarcitas blancas, tal como se puede ver en esta  fotografía tomada en el cauce del barranco.

En este tramo aparecen pliegues muy apretados, del tipo isoclinal anisópaco recumbente, replegados y presentando engrosamientos de charnelas y esquistosidad muy marcada, tal como se puede apreciar en la fotografía de la siguiente figura:

Figura nº 20: Detalle de las cuarcitas rojas intensamente deformadas y plegadas.

La intensa deformación que tiene el tramo ocasiona la formación de mullions o cuspate – lobate structure en las capas más competentes de cuarcitas. Estas últimas estructuras se generarían en la tercera fase de deformación hercínica (S 3) y son indicativas de una deformación muy acusada.

Figura nº 21: Boudins en capas competentes de cuarcita

En estas estructuras budinadas aparecen estrangulamientos (pinch and swell structures) dispuestos rítmicamente sin llegar a producir separación de las capas y con relleno de los cuellos con material segregado, en este caso cuarzo blanco. Los boudins o mullions son estructuras relacionadas con los pliegues siendo el resultado de una compresión normal a sus ejes. Los boudins se forman en las etapas finales del plegamiento cuando los pliegues no pueden seguir cerrándose por los mecanismos  normales de plegamiento.

Figura nº 22: Veta de cuarzo blanco en un cuello de un boudin.

Sobre los metasedimentos paleozoicos aparecen las pudingas de la Formación Conglomerados de Boniches del Pérmico Superior (Thuringiense) en un contacto discordante, muy neto, tal como se puede apreciar en las siguientes fotografías: 

Figura nº 23: Contacto discordante y erosivo entre el Pérmico y Ordovicico

Este contacto se llega a ver en detalle, tal como se puede ver en la fotografías de las figuras 23 y 24, en la que a la derecha se pueden ver las pizarras y cuarcitas paleozoicas y a la izquierda (donde esta el martillo) las pudingas pérmicas, siendo la distancia entre ambos tramos de apenas 50 centímetros que están formados por un nivel de cuarcitas de color claro mas alteradas. El salto estratigráfico es muy grande, abarcando un periodo de 222 millones de años, entre el supuesto Tremadoc (Ordovícico Inferior) con una edad geológica de 480 millones de años y el Pérmico Superior (Thuringiense) con una edad de 258 millones de años.

Figura nº 24: Detalle del contacto Ordovícico - Pérmico formado por un contacto neto de las pudingas sobre las cuarcitas.

En resumen en el Barranco de Alcotas se localiza una secuencia de sedimentos detríticos clásticos compuesta por pizarras (filitas) sericíticas, de color negro y de tonos azulados, areniscas laminadas, blancas y marrones, cuarcitas ferruginosas de grano fino en grandes estratos, alternancia de cuarcitas lentejonares en estratos poco espesos (10 - 40 cm) con pizarras negras y cuarcitas rojizas masivas con niveles de cuarcitas blancas. El medio de deposición de esta serie es de una plataforma marina somera (tidal sand flat), tal como indican las estructuras sedimentarias presentes: laminaciones horizontales, ripples de oscilación y de corriente, lentejones, estratificaciones cruzadas planares y de surco, etc….

Esta secuencia litológica se dispone en forma de un tren de pliegues apretados con un gran desarrollo de las estructuras de al menos 3 fases de deformación tectónica:

-         Esquistosidades asociadas a las charnelas de los pliegues (fase 1).

-         Esquistosidades y alineaciones tectónicas en los minerales de las litologías pizarrosas (últimas etapas de la primera fase de plegamiento).

-   Replegamientos muy acusados (ultimas etapas de la primera fase y/o segunda fase del plegamiento).

-         Estructuras boudinadas (fase 3 del plegamiento)

-         Grietas y vetas de tensión rellenas de cuarzo de segregación (fase 3 del plegamiento).

Figura nº 25: Grieta de tension rellena de cuarzo blanco de segregación.

En la Hoja 666 (CHELVA) del MAGNA se menciona la presencia de Leptaena cf porcata  (Brinkmman)

Las rocas descritas en el Barranco de Alcotas se adscriben a la terminación suroriental del zócalo paleozoico de la Cordillera Ibérica y por similitud de facies a la ZONA ASTUROCCIDENTAL LEONESA (ZAOL) del Arco Ibero Armoricano (Rodilla Asturiana) del Macizo Hespérico o Ibérico. Esta megaestructura se caracteriza por presentar una potente secuencia, que puede sobrepasar los 10 kilómetros de espesor, de sedimentos depositados en el Paleozoico, en facies de aguas poco profundas durante el Cámbrico y Ordovícico inferior y en forma de depósitos turbiditicos durante el Ordovícico Superior. El conjunto de estos materiales sufrió una deformación polifásica acompañada de metamorfismo durante la Orogénesis Herciniana. Las estructuras originadas durante esta deformación pueden ser relacionadas con tres fases principales de deformación, existiendo además una serie de estructuras tardías de menor entidad.

Figura nº 26: Zonificación del Macizo Hespérico (modificada)

La deformación empezó en el Devónico Superior y se desarrollo durante el Carbonífero y dio lugar a un metamorfismo epizonal intermedio, de baja presión, formado principalmente durante las fases 1 y 2 del plegamiento, siendo la fase 3 postmetamórfica, en esta tercera fase se desarrollan una serie de fracturas que controlaran el desarrollo geológico posterior de toda la Cordillera Ibérica.

Figura nº 27: Imagen de la situacion de las masas continentales tras el levantamiento hercínico

Figura nº 28: Situación de las principales fracturas tardihercínicas.

La serie ha estado sometida a un metamorfismo de bajo grado con una temperatura de 300 a 400 ºC y una presión de 2 a 6 Kbars que corresponde a una profundidad de 10 a 20 kilómetros. Se le atribuye a la facies de los esquistos verdes (zonas de la clorita y la biotita).

Figura nº 29: Gráfico de las facies metamórficas en función de la temperatura y la presión.

El termino “filitas”, para describir las pizarras, se usa para rocas arcillosas o limolíticas que han sufrido un metamorfismo de grado muy bajo o bajo pero que tienen tamaños de grano suficientemente grandes como para proporcionar un brillo satinado a la roca, aunque no sean visibles a simple vista. En grados de metamórfismo muy bajos y bajos las rocas detríticas de grano fino se convierten en esquistos verdes, en realidad un tipo de pizarras o esquistos con mucha clorita y/o epidota, minerales que dan color verdoso a la roca. Aunque el color característico de la serie del Barranco de Alcotas es el azul, no consideramos posible que la facies metamórfica sea la de los esquistos azules caracterizados por presentar como mineral característico la glaucofana, por corresponder esta facies a un metamorfismo de alta presión y gran profundidad (de 20 a 30 kilómetros), típico de una zona de subducción.

A continuación veremos con un poco en detalle qué quiere decir esto del metamórfismo de alta y baja presión. En un continente, la temperatura aumenta con la profundidad a razón de entre 20° y 30° C por kilómetro de profundidad y la presión unos 260 bars por kilómetro de profundidad. Supongamos que el gradiente geotérmico en una determinada región es de 25° C/km. A partir de 8 kilómetros de profundidad se alcanzan los 200° C de temperatura y puede producirse metamorfismo, que será de grado muy bajo hasta una profundidad de unos 14 kilómetros y una temperatura de 350° C, según aumente la profundidad se va evolucionando hacia un metamorfismo de grado bajo, a más profundidad un metamorfismo de grado medio y puede alcanzarse el metamorfismo de grado alto a unos 26 kilómetros de profundidad y a una temperatura de 650° C. Sin embargo, este metamorfismo siempre será de presión intermedia, el tipo bárico caracterizado por el gradiente geotérmico típico de los continentes, entre 20° y 30 C/km.

Si en otra región el gradiente geotérmico es inferior, por ejemplo, de 10° C/km, el metamorfismo empezará a los 20 kilómetros de profundidad (Tª = 200° C), es decir, empezará a una presión mucho mayor, y los diferentes grados se alcanzarán a profundidades cada vez mayores (por ejemplo, se necesitan unos 65 kilómetros de profundidad para entrar en el grado alto), esto es lo que se denomina un metamorfismo de alta presión. Similarmente en una región con un gradiente mucho más alto, de 50º C/km., el metamorfismo empezara a solamente 4 kilómetros de profundidad y el alto grado se alcanzara a 13 kilómetros de profundidad, por lo tanto será un metamorfismo de baja presión.

CORRELACION DEL AFLORAMIENTO DEL BARRANCO DE ALCOTAS CON OTROS AFLORAMIENTOS PALEOZOICOS.

Con el objetivo de intentar correlacionar el paleozoico del Barranco de Alcotas con otros afloramientos del zócalo hercínico de la Cordillera Ibérica, se consulto la bibliografía disponible y se visitó el afloramiento paleozoico de La Sierra de Ranera en Talayuelas (Cuenca). En este lugar afloran las pizarras del Tremadoc y las cuarcitas con cruzianas del Arenig (Formación Cuarcita de Barrios). Encima aparecen unas pizarras con cuarcitas ferruginosas que se pueden asimilar a las Pizarras de Luarca del Silúrico. 

Figura nº 30: Mapa geológico continuo incluyendo los dos afloramientos ordovícicos reconocidos.

En la Sierra de Ranera se han localizado un par de afloramientos de pizarras de color gris claro con tonalidades amarillentas, llevan intercaladas cuarcitas amarillentas y marrones con laminaciones paralelas y cruzadas y estructuras lentejonares y ripples.

Las pizarras son limolíticas y presentan un aspecto y disgregación foliar muy marcada, a favor de superficies de acumulación de cristales de micas (moscovita y biotita), llegando a presentarse en algunos lugares como verdaderos esquistos grises. Las pizarras presentan interestratos de areniscas de grano fino con estructura laminar y ripples muy bien desarrollados.

Figura nº 30: Pizarras en Talayuelas

En la misma Sierra afloran las cuarcitas del Arening en su facies típica de cuarcitas blancas en bancos métricos a submétricos con laminaciones paralelas y cruzadas (Formación Cuarcita de Barrios):

Figura nº 31: Cuarcitas blancas ordovicicas (Formacion Barrios)

Las litologías que afloran en la Sierra de Ranera presentan un muy bajo grado de metamorfismo, con algún indicio de esquistosidad como en la siguiente fotografía.

Figura nº 32: Esquistodidad en un plano de estratificación

No se aprecia una deformación muy intensa aunque el paleozoico esta verticalizado y en clara discordancia angular respecto las pudingas pérmicas de la Formación Conglomerados de Boniches.

Figura nº 33: Los conglomerados de la Formación Boniches sobre el Ordovícico de Talayuelas

Tras la visita he llegado a la conclusión que pese a su proximidad geográfica (30 kilómetros en línea recta) el paleozoico del Barranco de Alcotas y el de La Sierra de Ranera no presentan una gran similitud de facies, presentando algunas diferencias tanto en sus características litológicas como estructurales, tal como se describe a continuacion:

Las pizarras en ambos afloramientos son muy diferentes, mientras que en el Barranco de Alcotas son filitas negras, satinadas y sericíticas, de tonalidades azules, en la Sierra de Ranera son pizarras y esquistos limolíticos y areniscosos de tonos grises claros y pátina amarillenta, de aspecto foliar con acumulaciones de grandes cristales de micas (moscovita y biotita) en los planos de laminación.

En la Sierra de Ranera no se han visto las metacuarcitas ferruginosas y rojizas como los existentes en el Barranco de Alcotas. Tampoco se han visto las areniscas cuarcíticas blancas y grauwakicas con laminaciones y marrones por alteración de minerales con alto contenido en hierro. Las cuarcitas del Tremadoc de Ranera son de color amarillento, de grano grueso, intensamente recristalizadas y las areniscas de tonos amarillentos o marrones con abundantes estructuras sedimentarias, laminaciones paralelas, laminaciones cruzadas, lentejones y ripples.

Figura nº 34: Estrato de cuarcita amarilla entre las pizarras

La serie del Barranco de Alcotas se presenta intensamente deformada y metamorfizada cosa que no se aprecia con la misma intensidad en la Sierra de Ranera, aunque la serie se presenta verticalizada.

Si bien en los dos lugares, sobre el paleozoico, se sitúan discordantemente, las pudingas de la Formación Conglomerados de Boniches del Pérmico Superior, en Alcotas estos conglomerados estan verticalizados y muy tectónizados mientras que en Talayuelas estan subhorizontales.

            CORRELACIONES CON OTROS AFLORAMIENTOS PALEOZOICOS:

En la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica existen importantes afloramientos del zócalo hercínico con grandes similitudes con el paleozoico del Barranco de Alcotas, los más representativos se encuentran en las siguientes hojas del MAGNA:

1- En la Hoja de Landete (nº 637): se describen 300 metros de pizarras sericíticas (de tacto suave y brillo nacarado por la presencia de micas) que pasan a esquitos, muchas veces finamente laminadas, en las que, salvo algunas bioturbaciones no se ha encontrado ningún fósil significativo. Alternando con los esquistos aparecen estratos de areniscas y cuarcitas muy replegados. La serie, por su posición y comparación de litologías, se asimila al Tremadociense (Ordovícico Inferior) de la Cordillera Cantábrica. Por encima de estas pizarras y esquistos se sitúan las cuarcitas del Arenig con Cruziana furcifera asimilables a la Formación Cuarcita de Barrios del NW peninsular. Sobre estas pizarras se sitúan en contacto discordante los conglomerados del Pérmico Superior.   

2- En la Hoja de Peralejo de las Truchas (Guadalajara) se describe la Formación Santed definida en 1.971 por Schmitz. Esta formación se sitúa debajo de la Cuarcita Armoricana y  se le atribuye una edad Tremadoc - Arenig. Esta constituida por una alternancia rítmica de areniscas cuarcíticas y pizarras con predominio de estas última. En la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica esta formación tiene un espesor muy variable entre los 200 y los 900 metros. Las pizarras son de color azulado, muy micáceas y algo sericíticas, indicando un ligero metamórfismo; aparecen bien estratificadas en bancos que, generalmente, no superan el metro de potencia. Las areniscas son muy compactas e impuras, grauváquicas en tránsito a cuarcíticas. La serie es muy ferruginosa.

Los niveles de pizarras arenosas tienen una estructura interna de ripples y frecuentemente presentan laminación paralela y secuencias granodecrecientes. Son frecuentes los niveles de bioturbación. Los niveles cuarcíticos pueden presentar estratificaciones cruzadas de tipo tabular. La formación se deposito en una llanura de mareas de carácter dominantemente arenoso (mixed-sand flat).

Figura nº 35: Columna estratigrafica del paleozoico de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica

3- En la Hoja de Calamocha (Teruel), esta formación esta definida como una alternancia de areniscas de tonos pardo amarillentos y limolitas verdes y rojizas con un ligero dominio de la fracción arenosa. Las areniscas son de grano fino y están formadas por granos de cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa, moscovita biotita y matriz clorítica. Hay óxidos de hierro procedentes de la alteración de la biotita y de los feldespatos. Generalmente presenta microestratificación paralela por acumulación de elementos pesados.

En la mitad inferior de la serie es muy monótona y esta formada por capas de aspecto laminado con estructura interna de ripples, en la mayor parte de los casos de oscilación. Ocasionalmente aparecen laminaciones paralelas y secuencias granodecrecientes.

En la parte superior de la serie aparecen, con frecuencia, granulometrías y espesores de estratificación mayores. En los bancos de mayor potencia aparecen estratificaciones cruzadas de tipo tabular y en menor proporción de surco. Los tramos limolíticos contienen niveles centimétricos con ripples y laminaciones paralelas. Estos sedimentos se depositaron en una llanura de mareas de carácter dominantemente arenoso (mixed-sand flat)

La fauna es inexistente y la bioturbación escasa, se le atribuye una edad Tremadociense por su posición estratigráfica, características litoestratigráficas y porque en una hoja vecina (Ateca) se ha encontrado a techo de esta formación un trilobites del Arenigiense Inferior.

4- En el extremo oriental del Macizo Central se ha definido (Schafer, 1.969) la Formación Cuarcitas y esquistos de la Constante. Esta formación se sitúa por encima de los gneis glandulares cámbricos de la Formación Hiendelaencina que se corresponde con la Formacion Ollo de Sapo del NW peninsular y por debajo de las cuarcitas blancas de la Formación Alto Rey de edad Arenigiense. Por lo tanto su edad basada en su posición estratigráfica y en el hallazgo de cruzianas seria Ordovícico Inferior.

Está constituida por unos 700 a 1000 metros de alternancias de cuarcitas y filitas con intercalaciones lentejonares, en su parte inferior, de conglomerados y meta-arcosas y cuarcitas anfibólicas con granate. Las capas de cuarcitas tienen potencias que oscilan entre 10-15 cm a 5 ó 6 m. Pueden presentar laminaciones paralelas y cruzadas, ripples y señales de bioturbación (scolithus). Corresponden a un depósito de plataforma somera de términos intermareales a submareales. Los niveles pizarrosos y pizarro-arenosos son de tonos oscuros y las estructuras sedimentarias que con más frecuencia se encuentran son las laminaciones cruzadas lenticulares y flaser.

En la Zona Astur Occidental Leonesa del NW peninsular (Asturias y León) debajo de la Cuarcita Armoricana se localiza la Serie de Los Cabos, formación muy potente (más de 3.500 metros) de pizarras con intercalaciones de cuarcitas que definió Lotze en el año 1.957. La denomino de esta manera porque las cuarcitas incluidas dentro de esta formación dan lugar a muchos de los cabos de la costa asturiana: Cabo Busto, Cuerno, Vidío, Vidrias, Peñas y Torres.

Todos los afloramientos descritos anteriormente forman parte del Ciclo Orogénico Hercínico que comenzó a formarse en el Devoniano Superior y culmino en el Pérmico con el levantamiento de la Cordillera Hercínica en un proceso de colisión continental, similar al que ha originado el Himalaya. Durante este ciclo orogénico se cerró completamente el Océano Réico que separaba las dos masas continentales (Laurasia o Euro-América y Gondwana) que colisionaron para formar un único supercontinente: el Pangea y un único Océano a este Océano se le conoce como "Panthalasa" (en griego: "Todos los mares"). 

Figura nº 37: Esquema del plegamiento hercínico mediante la colisión de Laurasia y de Gondwana

En la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica, los materiales más antiguos que afloran (Sierras de Aragoncillo y de El Pobo-Sierra Menera) son los más de 450 m de pizarras y cuarcitas equiparables con la Formación Santed, materiales que a veces han sido descritos como cámbricos. La Cuarcita Armoricana con un espesor medio de 450 m esta compuesta den esta zona por una sucesión muy variable que combina las típicas cuarcitas en bancos gruesos con tramos de alternancias areniscosas y limolíticas, que en conjunto, definen dos episodios sedimentarios principales separados por discontinuidades de amplitud desconocida (Herranz et al., 2003). 

En el Ordovícico Medio en la Rama Castellana aparecen las Formaciones Villar del Salz y San Marcos (Herranz et al., 2003). La primera incluye un miembro basal de pizarras y grauvacas de 50 a 70 metros de espesor y de edad Arenigiense-Oretaniense inferior que parece en tránsito rápido desde la Cuarcita Armoricana. A este Miembro basal le siguen de 100 a 300 metros de micrograuvacas y pizarras con algunas intercalaciones de areniscas, con capas de hierro oolítico hacia la base y parte media de este miembro. Su edad seria Oretaniense superior a Dobrotiviense inferior basal. Por encima está la Formación San Marcos con un espesor muy variable de 40 a 170 metros y que esta formada por dos miembros cuarcíticos separados por uno intermedio de pizarras. La edad de la Formación San Marcos es Dobrotiviense a Berouniense basal, situándose el límite Ordovícico Medio-Superior hacia la parte media de la formación. En la parte medidional del Macizo de Aragoncillo, la Formación Villar del Salz consiste principalmente en pizarras con nódulos fosilíferos de edad Dobrotiviense) y la Formación San Marcos no muestra los miembros típicos. En el gran anticlinorio alpino de Albarracín es posible reconocer las Formaciones Villar del Salz y San Marcos, con un desarrollo bastante similar al de sus localidades características. 

Los materiales del Ordovícico Superior de la Rama Castellana comprenden una gran variedad de sucesiones en los diferentes macizos en los que afloran. En los macizos más orientales, el Berouniense está restringido a la parte alta de la Formación San Marcos, mientras que, en la Sierra de Albarracín, una potente (150-200 metros) alternancia de areniscas, pizarras y cuarcitas la Formación Bronchales de aproximadamente alcanza edades mucho más jóvenes (Berouniense medio y superior). Todas las unidades mencionadas dan paso a los materiales carbonatados de la Formación Ojos Negros de edad Kralodvoriense y un espesor máximo de 90 metros, que se apoya en discontinuidad sobre la Formación San Marcos, y de forma aparentemente continua sobre la Formación Bronchales. Las dolomías masivas características de la unidad suelen estar precedidas por un miembro inferior con un espesor máximo de 15 metros, de pizarras verdes o margas fosilíferas, y el techo de la sucesión es una discontinuidad erosiva, o incluso consiste en un paleokarst abierto con relleno ferruginoso (minas de Ojos Negros). Estas discontinuidades están relacionadas con el descenso eustático ligado a la glaciación finiordovícica, tras cuyos máximos se depositan pizarras con cantos de origen glaciomarino (Fortuin, 1984), encuadrados en la Formación Orea del Kosoviense). Ésta unidad suele verse cubierta por otra unidad cuarcítica la Formación Los Puertos en la que se sitúa el tránsito al Silúrico. 

 En conclusión en el Barranco de Alcotas (Chelva) afloran una serie de rocas paleozoicas de difícil adscripción estratigráfica por la completa ausencia de fósiles. En la cartografía geológica digital del IGME este afloramiento viene atribuido a las Formaciones Bronchales, San Marcos y Villa del Sanz y sus equivalente laterales, las formaciones Castillejo y Fombuena. 

El problema es que este afloramiento no tiene una buena exposición y además esta intensamente tectonizado por la Orogenia Varisca desarrollándose un conjunto de pliegues apretados y otras estructuras tectónicas formadas durante al tres fases de plegamiento características de esta orogenia. Las rocas presentan un metamorfismo que se puede considerar de bajo grado (facies de los esquisto verdes?) aunque varia de un extremo a otro del afloramiento siendo mas intenso al Oeste donde apenas se distingue la estructura inicial de las rocas y menos intenso al Este donde se conservan todas las estructuras sedimentarias típicas de las llanuras de marea.

Falta por completar este estudio entrando en detalles mas científicos:

-       Levantamiento de la serie estratigráfica completa, punto de gran dificultad por la intensa deformación tectónica.

-       Una exploración paleontológica detallada y exhaustiva con el fin de encontrar algún fósil que permita acotar la edad de estas rocas.       

-       Estudio petrográfico con lamina delgada del metamorfismo.