EL PALEOZOICO DE HIGUERAS - PAVIAS

SUMARIO

En este post se realiza la tercera entrega de la descripción de los afloramientos del zócalo hercínico de la Cordillera Ibérica en la Comunidad Valenciana. Se describe un afloramiento localizado entre los municipios de Higueras y Pavías en la Comarca del Alto Palancia de la provincia de Castellón, el asomo esta cartografiado como Paleozoico indiferenciado en la cartografía geológica 1/50.000 del IGME. Este Paleozoico aflora a favor de dos importantes fracturas tardihercinicas y esta formado por pizarras negras sericíticas, areniscas cuarcititas, areniscas grauwakicas y areniscas ferruginosas. La deformación es intensa con una muy buena exposición de estructuras tectónicas en los márgenes de la carretera que une ambas localidades. Además, en la misma carretera, en las proximidades de Higueras hay una magnifica exposición del cabalgamiento del Paleozoico sobre el Triásico estructura que me he atrevido a denominar “Cabalgamiento de Más del Moro”. Como en los casos de Chelva y de Montán no he podido encontrara ninguna evidencia paleontológica.

SUMMARY

This post is made the third installment in the description of the socket Hercynian outcrops of the Iberian Range in Valencia. We describe an outcrop located between the municipalities of Higueras and Pavías in the province of Castellón mapped as undifferentiated Paleozoic 1:50,000 geological mapping of the IGME. This Paleozoic outcrops in favor of two major fractures tardihercinicas and consists sericíticas black shales, sandstones cuarcites, ferruginous sandstones and sandstones grauwakes. The deformation is intense with a magnificent exhibition of tectonic structures on the margins of the road between the two towns. Also, on the same road, near Higueras is a magnificent exhibition of Paleozoic thrust over Triassic structure that I have dared to call "Cabalgamiento de Más del Moro". As in the cases of Montán and Chelva I could not find any paleontological evidence.

SITUACION GEOGRAFICA:

El afloramiento paleozoico que describiremos a continuación es una continuación estructural del descrito en Montán (ver entrada anterior en este blog). El afloramiento se localiza entre las localidades de Higueras y Pavías en el Parque Natural de la Sierra del Espadán (Castellón) y el terreno esta bastante bien expuesto a lo largo de la carretera comarcal (CV 203) que une ambas localidades. El afloramiento paleozoico continua entre Pavías y Villamalur, pero la exposición ya no es tan buena por localizarse en el corazón del Parque Natural de la Sierra del Espadan. A este segundo afloramiento se puede acceder por dos caminos rurales asfaltados que conectan Pavías con Villamalur y esta ultima población con Matet.

Figura nº 1: Mapa de situacion de la zona visitada

GEOLOGIA:

Este afloramiento paleozoico aparece descrito en los siguientes términos, en la memoria de la Hoja 640 (SEGORBE) del MAGNA (ver figura nº 2):

PALEOZOICO (CA –P).

“Aflora únicamente en las proximidades de Pavías constituyendo una banda discontinua de 1 – 3 kilómetros de anchura por 17 kilómetros de longitud. Litológicamente la serie es monótona, compuesta por pizarras grises sericíticas y moscovíticas que alternan con areniscas micáceas con algún lecho de microconglomerados y que a techo incluyen, ocasionalmente anfibolitas hornbléndicas. La potencia de la serie aflorante es del orden de varios cientos de metros.

Aunque F. LOTZE (1929) señala para este afloramiento paleozoico una edad devónica dudosa, se ha preferido definirlo como paleozoico indiferenciado, al no existir ningún argumento paleontológico, ni criterios litoestratigráficos de correlación con otras series paleozoicas de la Cordillera Ibérica”.

Como se puede ver se trata de una descripción demasiado escueta para un afloramiento paleozoico de esta magnitud y para nada representativa de las litologías aflorantes



Figura nº 2: Mapa geológico según IGME (Hoja nº 640 SEGORBE).



En el informe del Paleozoico que se adjunta en la Hoja del Mapa Geológico nº 640 (SEGORBE) del MAGNA se adjunta el siguiente corte estratigráfico del Paleozoico de Pavías. El perfil ha sido levantado en el paraje de Fuente Artea.

MURO: Falla que pone en contacto las lutitas rojo vinosas (Facies Röt?) del Buntsandtein con pizarras ligeramente sericiticas del Paleozoico. 

-6,50 m. Pizarras sericíticas de color gris claro, finamente estratificadas en láminas de menos de 10 mm. Presenta lentejones de areniscas ferruginosas amarillentas y algo micáceas en estratos de un grosor medio de 25 cmts.

-35,60 m. Alternancia de pizarras sericíticas algo mas arenosas que en el tramo anterior y areniscas amarillentas, micáceas.

-22,50 m. Pizarras sericíticas grises oscuras muy fracturadas con relleno de carbonato calcio en las microfracturas que a veces se pueden confundir con graptolites. Esta pizarras presentan abundantes microestraturas tectónicas. A 8,45, 15,25 y 21,00 m aparecen tres lentejares de areniscas arcillosas amarillentas de 0,35, 0,05 y 0,10 m de grosor respectivamente.

-31,45 m. Alternancia de areniscas amarillentas de grano fino y algo micáceas en estratos de 20 a 30 cmts con pizarras sericíticas, algo arenosas en láminas gruesas.

-0,90 m. Microconglomerado o microbrecha de cantos de cuarzo angulosos presentando diversos materiales homométricos.

-11,25 m. Alternancia de areniscas ferruginosas, algo micáceas, en estratos gruesos (0,30-0,50 m) con pizarras sericíticas con laminaciones finas.

-17,85 m. Pizarras sericíticas microfracturadas con relleno de CO3Ca en las microfracturas. Son mas arenosas hacia la base del tramo y mas finas hacia el techo del mismo. El grosor de la estratificación oscila entre los 0,05 y 0,35 m.

-7,45 m. Pizarras arenosas algo calcáreas, amarillentas con zonas rojizas con nódulos de limonita. La dirección de la estratificacion es N110ºE con un buzamiento de 25º E.

-25,65 m. Alternancia de pizarras sericíticas algo arenosas de colores gris claro y/o gris azulado en capas de 0,10 a 0,40 m. con areniscas micáceas de grano fino y algo ferruginosas en capas de de 0,15 a 0,50 m. Tramo muy fracturado.

TECHO: Zona de falla contacto de las pizarras con lutitas arenosas rojas (facies Röt?) triásicas.

Según los autores de esta estratigráfia estos materiales por su similitud con otros de la Cordillera Ibérica Oiriental no pertenecerían al Paleozoico Superior (Devónico y Carbonífero), sino que corresponderían a materiales infrayacentes y por su similitud con los presentes en Talayuelas datados con crucianas podrían corresponder al Silúrico (Gotlandiense).  

En la cartografia geologica mas reciente ya recogen estas conclusiones asimilándose estos materiales al Silúrico concretamente a la Formación Bádenas del Llandovery-Prodoli. En la siguiente figura se puede ver el mapa geológico de este afloramiento Paleozoico. 

Figura nº 3: Cartografia geológica de Higueras - Pavías (IGME)

El asomo paleozoico de Higueras-Pavías tiene una forma lenticular con una longitud de 4,2 kilómetros y una anchura máxima de 1 kilometro. En el centro del asomo se localiza la población de Higueras, mientras que Pavías se localiza en su terminación suroriental. Se trata de una zona de media montaña con elevaciones máximas de 800 msnm (Alto de la Cruz) drenada por algunos barrancos de corto recorrido. La zona de Higueras-Pavías se ubica en la Comarca del Medio Palancia dentro del Parque Natural de la Sierra del Espadán en su extremo noroccidental, tal como se puede apreciar en la siguiente figura:

Figura nº 4: Mapa geológico de la Sierra del Espadan (Fuente: Parque Natural)  

El asomo paleozoico está limitado en su parte suroccidental por un cabalgamiento del Silúrico sobre las dolomías del Muschelkalk. En su limite nororiental es una falla de trazado rectilíneo que, sucesivamente, pone en contacto el paleozoico con la Formación Areniscas del Rio Pedro del Scytiense-Anisiense, equivalente a la Formación Areniscas del Cañizar y sobre la Formación Termancia del Ladiniense, equivalente a la Formación Limos y areniscas de Eslida. En la zona de La Solana el Muschelkalk se apoya discordantemente sobre el Paleozoico.  

Figura nº 5: Falla entre las dolomias grises del Muschelkalk y las limolitas rojas del Buntsandtein.

En la Cordillera Ibérica hay un conjunto de afloramientos del zócalo varisco de los cuales, unos de los más importantes por su extensión, se encuentran cerca de Calatayud. La sucesión estratigráfica en estos macizos es muy completa con una serie paleozoica que abarca desde el Cámbrico al Carbonífero y que se sitúa sobre materiales Precámbricos. Esta zona es una prolongación de la Zona Asturoccidental-Leonesa, definida dentro de la zonación que establecido por Lotze (1945) del Macizo Ibérico. La estructura interna de los afloramientos del zócalo es consecuencia de la deformación hercínica, causante de un metamorfismo de grado bajo a muy bajo. La macroestructura tectónica está formada por anticlinales de dirección NW-SE, afectados por fallas tardihercinicas longitudinales y transversales que llegan a poner en contacto los materiales paleozoicos con rocas mesozoicas e incluso, terciarias. Estas fallas fueron posteriormente reactivadas durante los movimientos alpinos. En la zona hay dos fases de deformación hercínicas, la primera fase está caracterizada por pliegues con esquistosidad de plano axial, con orientación NW-SE. En la segunda fase se generan cabalgamientos, paralelos a las estructuras anteriores. Algunos autores (Vilchez, 1986) proponen la existencia de una fase anterior caracterizada por pliegues de dirección NW-SE con esquistosidad de plano axial.

Los materiales más antiguos aflorantes en la Cordillera Ibérica son una sucesión precámbrica de pizarras y areniscas, con un tramo de liditas intercalado. La sedimentación cámbrica es discordante sobre el Precámbrico y forma la siguiente sucesión las siguientes formaciones de muro a techo: Fm. Cuarcita de Bámbola (cuarcitas, conglomerados y pizarras); Fm. Capas de Embid (areniscas, pizarras y cuarcitas); Fm.Capas del Jalón (pizarras, areniscas y dolomías); Fm. Dolomía de Ribota (dolomías y calizas); Fm. Pizarras de Huérmeda (pizarras y areniscas) y Fm. Arenisca de Daroca (areniscas, cuarcitas y pizarras). Estas formaciones están datadas como Cámbrico Inferior (Sdzuy, 1971). El Tremadoc está representado por la Formación Borrachón (pizarras y areniscas); Formación Deré (cuarcitas y pizarras) y la Formación Santed (pizarras con intercalaciones cuarcíticas). En cuta parte superior se encuentra el límite Tremadoc-Arenig. Sobre ella se encuentran la Cuarcita Armoricana (cuarcitas en facies armoricana), la Formación Castillejo y la Formación Fombuena (pizarras y areniscas, con dos niveles de hierro oolítico) y las Calizas de Cistoideos (calizas y margas), última formación de edad Ordovícido. El Paleozoico está representado por las formaciones: Pizarras de Orea (pizarras y areniscas), Cuarcita Blanca (cuarcitas) y la Formación Bádenas (pizarras). 

Figura nº 6: Columna litoestratigráfica del Devónico-Silurico de la Cordillera Ibérica. 

Los materiales precámbricos y paleozoicos que constituyen los macizos aflorantes en la Cordillera Ibérica presentan una estructura interna resultado de la superposición de tres fases de deformación, cuyas características son: 

Figura nº 7: Pliegue antiformal en
pizarras y areniscas 
 ferruginosas.

- Primera fase: Es la más importante en la zona, está caracterizada por pliegues de dirección NW-SE, con inmersiones variables al NW y SE, verticales o vergentes al NE, acompañados de una esquistosidad de plano axial. El desarrollo de la deformación se inicia con una etapa de plegamiento por "buckling" seguida de una etapa de aplastamiento en la que se genera la esquistosidad. En esta etapa tiene lugar un metamorfismo de grado bajo a muy bajo. La deformación finaliza con una intensificación del plegamiento mediante un mecanismo de flexodeslizamiento.

-Segunda fase: da lugar a la formación de fallas inversas y cabalgamientos, homoaxiales con las estructuras anteriores. Corresponde al tránsito de una deformación dúctil-frágil a una deformación frágil. Estas estructuras se encuentran modificadas por etapas de fracturación posteriores.

-Tercera fase: origina pliegues de direcciones NW a WNW, verticales o vergentes al E con esquistosidad de crenulación desarrollada en las capas incompetentes. Estas deformaciones tienen lugar durante los tiempos hercínicos (Carbonífero Inferior) y constituyen una secuencia deformacional semejante a las definidas en otras áreas de la Zona Asturoccidental-Leonesa dentro del Macizo Ibérico y en la Sierra de la Demanda. 

Figura nº 8: Modelo cinemático de la esquistosidad.

En la cartografía digital del IGME los materiales paleozoicos que afloran en el asomo paleozoico de Higueras-Pavía se asignan a la Formación Bádenas (CARLS, 1965). Esta formación presenta en el Sistema Ibérico una potencia variable: entre 300 y 400 m en la Rama Castellana, aunque aquí no aflora de manera completa, y entre los 900 y 1.400 m en la Rama Aragonesa (ROBARDET y GUTIÉRREZ-MARCO, 2002). En la Formación Bádenas se han encontrado varios niveles con faunas; así, en los niveles de lutitas negras se han encontrado graptolitos que indican una edad que iría desde el Aeroniense terminal (Llandovery) hasta el Ludfordiense temprano (Ludlow) según GUTIÉRREZ MARCO y STORCH (1998); estos niveles también contienen braquiópodos, bivalvos, cefalópodos, euriptéridos, filocáridos, cornulítidos, trilobites y conodontos.

En la cartografía del IGME se describe Formación Bádenas del Llandovery inferior a Ludlow superior de la siguiente manera: La Formación Bádenas es la Unidad predominante en el Silúrico de la Ibérica presentando por lo menos unos 900 metros de espesor. Los macrofósiles son muy escasos, y la formación fuertemente tectonizada. Se subdivide en los 5 miembros; a, b, c, d y e.  Los sedimentos dominantes (80%) de la Unidad son las pizarras arcillosas muy finas y ricas en sulfuros que por su naturaleza blanda facilitan una erosión muy fuerte que conduce a la rápida evolución de "Badlands", sobre todo en el grueso miembro pizarroso basal (a).

En la Unidad hay abundantes intercalaciones limolíticas y/o finamente arenosas de pobre granoselección (varios tramos de Miembro a y en el Miembro e). Arenas finas bien estratificadas forman bancos centimétricos a decimétricos ó niveles de lentejones con estructuras flaser, que llevan ripples. Dos miembros (b y d) son ricos en bancos gruesos de areniscas y cuarcitas depositadas en aguas movidas; ocasionalmente se intercalan bancos de cuarcita también en los miembros arcillosos. La fauna bentónica es en general escasa y sólo se halla en tramos arenosos, donde puede ser abundante. Se han encontrado escasos graptolites se han hallado en muchas localidades ello a pesar de que las pizarras finas ampelíticas se hubieran prestado a su preservación. La interdigitación de niveles con graptolites y faunas bentónicas da cierta importancia bioestratigráfica a la sucesión faunística. El grosor total de la Formación Bádenas está comprendida entre 900 y 1400 metros; las mayores variaciones de espesor radican en el Miembro a. La edad abarca desde el Llandovery superior hasta Ludlow superior.

De muro a techo tenemos los siguientes miembros:

El miembro inferior a:  es el más pizarroso presenta tramos de 50 metros de ampelitas finas y también alternancias de pizarras y limolitas y grupos de bancos arenosos. Su potencia, calculada de la cartografía, es 400 metros como mínimo, aunque la secuencia completa del Miembro a se desconoce aún. Varios afloramientos con graptolites permiten dataciones (WEHNER, 1984), la base del Miembro a lleva Rastrites sp. v Monograptus cf. sedgwicki (PORTLOCK 1843) y parece comenzar en la zona de graptolites 21 (base del Llandovery superior). A 150 m encima de la base, Petalograptus cf. altissimus (ELLES & WOOD D 1908) indica el intervalo de zonas 21-22. Casi 100 metros debajo del techo del miembro, aparece Monograptus of. marri PERNER 1897 que nunca se encuentra por encima de la zona 24. No se conocen graptolites más recientes por lo que este miembro se encontraría en el Llandovery superior.

Figura nº 9: Areniscas cuarciticas grises en estratos lenticulares delgados (ripples) con
laminaciones falsear.

En partes bajas y medias del Miembro a, algunos niveles detríticos más gruesos (cuarcitas, areniscas y limolitas). Localmente también hay Homalonotidae, Dalmanellidae gen. indet., crinoideos enteros, cefalópodos ortocónicos y restos de Eurypterida. Algunos bancos de grano grueso (microconglomerado) aparecen a 50 metros por debajo del techo y parece tratarse de un paleocanal individual.

Miembro b:  Formado por una alternancia de limolitas areniscas y cuarcitas entre ampelitas con una potencia de 50 metros. Cerca de la base del miembro siempre aparece una rica icnofauna con "burrows" horizontales y pequeños Rusophycus sp. y Cruziana?. El miembro se subdivide en 2 paquetes; en el centro de cada paquete hay un banco de cuarcita de hasta 2 m de espesor y persistente por toda la zona. Aparte de muy escasos ortoceratidos, no aparece más macrofauna. Destacando de su muro y techo más blandos este miembro forma pequeñas crestas y alturas.

Miembro C; Su potencia máxima se ha calculado en 230 metros. Las litologías dominantes son las pizarras limolíticas, disminuyendo las pizarras arcillosas. En el techo hay una docena de metros de pizarras duras y tableadas, de color gris claro y muy características. En algunos puntos se han hallado cefalópodos orto y cirtocónicos ("Cyrtoceras") en la parte alta del miembro. En la parte media del Miembro aparecen graptolites como Monograptus of. flexilis ELLES 1900 que se delimita a la zona 29 (Wenlock medio). Monograptus of. priodon BRONN 1835 que no pasa de la zona 31 (WEHNER 1984). Conforme la datación seria Wenlock.

Figura nº 10: Graptolite del genero Monograptus de la Formacion Bádenas en Checa.

El Miembro d: Morfológicamente poco destacado, presenta un grosor de 45 metros, abundan las cuarcitas y areniscas con fauna. En su base hay una alternancia con bancos de cuarcita gris, con abundantes restos de crinoideos, que forma un importante nivel guía. En la mitad superior hay areniscas fosilíferas algo calcáreas; de estas se extrajeron conodontos (CARLS 1977): Ozarkodina saKitt (WALLISER 1964) y Oz. excavata (BRANSON & MEHL 1933), consideradas, según WALLISER (1964), del Ludowiense basal. La macrofauna comprende los trilobites Homalonotidae, Mimocryphaeus altecostatus GANDL 1972, Chimaerastella chimaera GANDI, 1972, Leonaspis cf. leorhardi (BARRANDE 1846), los braquiópodos Baturria edgelliana simonae CARLS 1974, Eostropheodont sp. F. Stroptiochonetes (S.) cingulatu RACHEBOEUF 1981, Stegerhynchus? sp., el bivalvo Actinopteri sp. y otros como gasterópodos, hyolitidos, y crinoideos.

Ecológicamente, esta asociación bentónica es muy similar a aquellas, menos ricas, que se hallan en el Miembro a y representa una plataforma arenosa somera. 

El Miembro e; con un grosor de 145 metros y forma recesos morfológicos porque es predominantemente pizarroso. En las pizarras finas y negras se intercala un paquete basal con algunos banquitos centimétricos de areniscas y limolitas y una alternancia arenosa con areniscas y cuarcitas en bancos decimétricos en la base del paquete superior. Los últimos bancos aumentan en espesor hacia E. 

En el paquete basal se ha determinado Saetograptus leintwardinensis primus BOUCEK 1936 que indica la zona 36 (=Ludlow medio). Encima de las cuarcitas fuertes del paquete se hallan siempre en lajas de arenisca y cuarcita finas con Saetograptus fritschi linearis BOUCEK 1936 y Monograptus dubius (SUESS 1851); estos graptolites corresponden al Ludlow superior. El techo de la Fm. Bádenas se halla, por consiguiente, próximo al límite Ludlow/Pridoli. A estos últimos graptolites se asocian tanto el braquiópodo epiplanetónico Strophochonete (Hypselonetes) vinearum RACHEBOEUF 1981 como los bentónicos Camarotoechia nuculo, Howellella cf. elegans También aparecen los bivalvos: Actinopteria sp. (bentonico) y Panenk sp. (epiplanctonico), los fósiles de Eurypterida representan el necton.

La Formación Bádenas es el relleno de una de las cuencas con una mayor subsidencia durante el Llandovery superior-Ludlow superior en la Península. La sedimentación de las areniscas y cuarcitas fosilíferas tuvo lugar en aguas someras y bien oxigenadas. Las ampelitas documentan la preservación de ricas bioproducciones en aguas calmas. Que éstas no eran lagunares lo atestigua el fitoplancton, bastante diverso, hallado por KELLER (1981) en primeros estudios palinológicos: Los acritarcos documentan una interferencia de influencias pelágicas y costeras. Las secuencias de macrofaunas pelágicas (graptolites y organismos epiplanctónicos y bentónicas de tipo rhenano abogan para una plataforma fangosa con repetidas influencias costeras; que parecen haber progradado de E a 0. En la cartografía del IGME el Buntsantein se diferencian varias unidades litoestratigráficas que de muro a techo serian;

En la base, sobre materiales pérmicos, se localizan conglomerados cuarcíticos, areniscas y lutitas rojas de la Formación Conglomerados del Rio Pedro correspondientes a abanicos aluviales proximales y medios. Su edad correspondería al Triásico Inferior (Scytiense). Podrían corresponder con los Conglomerados de Valdemeca de la base de la Formación Cañizar.     

-Formación Rio Pedro (Scytiense-Anisiense): de 150 metros de espesor, está compuesta por areniscas de color rojo vino con niveles de conglomerados cuarcíticos, limolitas y lutitas rojas a techo que corresponden a depósitos de abanicos medios y distales. Cronológicamente abarcaría desde 252,2 a 242 m.a. Esta unidad se correspondería con las Areniscas de Cañizar (o del Garbí)

-Formación Conglomerados de Termancia: con un grosor de 15 metros se disponen discordantes sobre la Unidad anterior y está formada por conglomerados silíceos (pudingas) de colores rojos y amarillos clastosoportados en la base y con matriz de arenas gruesas a techo correspondientes a canales braided. Su edad seria Anisiense.

-Formación Areniscas y lutitas rojas de Termancia: con un espesor de 60 a 70 metros está compuesta por areniscas con niveles de conglomerados, limolitas y lutitas rojas. Las areniscas corresponderían a depósitos de ríos trenzados, rectos y depósitos de desbordamiento, las lutitas corresponderían a depósitos fangosos.    

Figura nº 11: Cuarcitas blancas y ocres con lutitas arenosas rojas. Similares a los terrenos
de la Formacion Alcotas (Pérmico).

No se cual es el motivo de cambiar la estratigráfia definida en numerosos estudios para la Sierra del Espadán, pero sin duda la columna definida para el Buntsandtein de la Zona levantina de la Cordillera Ibérica Suroriental el mas representiva de los materiales que afloran en el Alto Palancia que la anteriormente descrita:

Figura nº 12: Columna Litoestratigráfica resumida del Triásico del Alto Palancia

DESCRIPCION LITOLOGICA DE LOS AFLORAMIENTOS:

Los primeros niveles del Paleozoico afloran en la carretera, un poco antes de llegar a la localidad de Higueras (a la altura del P.K. 22 de la CV 2003), donde estan en contacto por falla (ver figura nº 2) con formaciones triásicas postorogénicas (dolomías del Muschelkalk y limolitas y cuarcitas del Buntsandtein). Los materiales aflorantes están compuestos por pizarras negras sericíticas y hojosas con niveles de areniscas cuarcíticas grises y de areniscas  ferruginosas. Son facies parecidas a las vistas en Montán.

Figura nº 13: Pizarras negras hojosas, sericiticas. Similares a las del Silúrico. 



Las areniscas son grauwackicas de color gris, presentan pátina amarillenta y a veces son ferruginosas, pudiendo llegar a presentarse en bancos con varios metros de espesor densamente estratificados con interestratos, más delgados de pizarras negras hojosas. En la localidad de Higueras estos niveles areniscosos presentan pliegues concentricos del tipo de los descritos en Montán.

Figura nº 14: Areniscas ferruginosas con intesestratos pizarrosos

También se localizan niveles formados por areniscas de color gris con vetas de cuarzo blancas, con una estratificación irregular y una intensa deformación. Entre los estratos de areniscas grises aparecen niveles de areniscas de grano fino microestratificadas con ondulaciones. En un tipo de facies que no había visto hasta ahora en el Paleozoico de la Comunidad Valenciana.


Figura nº 15: Areniscas grises microestratificada con vetas de Calcita blanca.

En la misma carretera, pasado el casco urbano de Higueras, la secuencia paleozoica esta compuesta de una monótona serie de pizarras negras con algunas intercalaciones de areniscas muy ferruginosa

Este tramo esta intensamente deformado con pliegues acostados muy apretados afectados por una intensa esquistosidad. Se han visto vetas rellenas de cuarzo y a veces de mineral de hierro que se describira posteriormente

Figura nº 16: Pizarras negras con areniscas ferruginosas muy deformadas tectónicamente con
abundantes microplegamientos.

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Figura nº 17: Areniscas grises con pátina ferruginosa.

Según nos vamos acercando hacia Pavías estas pizarras con areniscas ferruginosas pasan, mediante una importante fractura (ver figura nº 19)  a una litología formada por areniscas grises, con pátina anaranjada, en bancos lentejonares finamente estratificados, con ripples y laminación flaser. esta litologia recuerda vagamente a la descrita en este mismo blog en el Ordovicico del Barranco de Alcotas (Chelva), aunque en este último caso aparecian interestratos de pizarras negras.

Entre Pavías y Villamalur y entre esta localidad y Matet, ya en pleno Parque Natural de la Sierra del Espadan, los afloramientos son más discontinuos aunque con el mismo tipo de facies: pizarras negras sabulosas, areniscas grauwackicas ferruginosas, areniscas microestratificadas y cuarcitas de colores claros y/o ferruginosas.



Figura nº 18: Limolitas rojas del Triásico (Buntsandtein)

 Antes de llegar a Higueras, en el PK 22 de la carretera se observan unos niveles rojos que sin duda pertenecen al Buntsandtein sin poder diferenciar si pertenecen a la Formación Limos y Areniscas de Alcotas o a la Formación Limos y Areniscas de Eslida. 

Estos niveles  no figuran cartografiados en la Hoja nº 640 del MAGNA pese a que estan muy bien expuestos en la misma carretera de Higueras. En esta entrada he corregido este error situando el afloramiento en la cartografia del IGME. 

Figura nº 19: Cuarcitas blancas y limolitas rojas

 Estas limolitas rojas llevan un nivel de cuarcitas blancas con estratificación cruzada, cicatrices erosivas y paleocanales. Estos tramos areniscosos son muy típicos en las formaciones limoliticas del Buntsandtein (Eslida y Alcotas) por lo que estos niveles podrían pertenecer a cualquiera de estas dos formaciones triásicas, aunque me inclino mas bien por la Formacion Limos y areniscas de Alcotas del Pérmico.

En un tramo areniscoso de las limolitas rojas se ha encontrado un nivel con una mineralización metálica de color plateado que describiremos posteriormente.

En el camino entre Pavías y Villamalur afloran también estos terrenos triásicos, compuestos de limolitas rojas y areniscas cuarcititas blancas. Es de destacar el tipo de expoliación astillosa tan marcado que presentan las limolitas rojas, tal como se puede ver en la siguiente fotografía. Por su aspecto y comparando esta litología con otras vistas en la sierra del Espadán me inclino a pensar que corresponderían a la Formacion Linos y Areniscas de Alcotas y por lo tanto serian Pérmicas.

 

Figura nº 20: Exfoliación astillosa de las limolitas del Buntsandtein (Formacion Alcotas; Pérmico) 

En la siguiente figura se puede ver la columna litológica del sondeo "Alberti" realizado por el IRYDA para el abastecimiento de a Higueras. El sondeo atravesó areniscas y cuarcitas del Buntsandtein con un tramo de conglomerados de 17 metros de espesor. se encontraron algunos niveles de cuarcitas fisuradas que aportaron algo de agua.

ESTRUCTURAS TECTONICAS.



Figura nº 21: Falla de la Peña del Mediodia.

Esta serie paleozoica se encuentra intensamente deformada apareciendo una serie de estructuras tectónicas muy importantes que iremos describiendo a continuación. Así en las proximidades de Higueras el Paleozoico entra en contacto con el Triásico mediante un juego de dos fallas verticales claramente posthercínicas. La principal que se puede ver en la figura  y en la cartografia geologica es la Falla de la Peña del Mediodía que pone en contacto las limolitas rojas del Bunt con las pizarras negras paleozoicas y una secundaria, asociada a esta, pone en contacto las limolitas rojas del Buntsandtein con las dolomías del Muschelkalk.

A lo largo del talud de la carretera de Higueras a Pavías se puede observar otra estructura muy interesante: el Cabalgamiento de Mas del Moro que sitúa las pizarras grises del Silúrico por encima de las limolitas rojas y cuarcitas blancas del Buntsandtein, se trata de un cabalgamiento muy tendido que también se puede ver en Montán (ver anteriores entradas en este mismo blog).


En la siguiente imagen se puede observar como las pizarras grises paleozoicas si sitúan encima de las limolitas rojas triásicas, a lo largo de la superifie del cabalgamiento se localiza una zona alterada de color amarillento.

Figura nº 22: Plano del Cabalgamiento de Mas del Moro



Figura nº 23: Pliegue volcado en Higueras

Esta estructura termina bruscamente en lo que parece un espectacular pliegue volcado recumbente, como se puede apreciar en la fotografia de la figura nº 13. En este caso las apariencias engañan y lo que parece un espectacular pliegue no lo es (ver interpretación en la figura nº 18) sino que es una figura debida a la intercesión de dos grandes fracturas y a los arrastres que se ocasionan por el empuje en los labios de las mismas.

Figura nº 24: Pizarras intensamente deformadas

En el tramo comprendido entre las localidades de Higueras y Pavías la serie paleozoica presenta una intensa deformación que se traduce en la formación de replegamientos con pliegues de pequeña escala y numerosas fracturas, así como pliegues tumbados y muy apretados con una intensa esquistosidad.

En los tramos areniscosos, más competentes, se desarrollan pliegues cilíndricos, muy parecidos a los que aparecen en Montán, en cambio en los tramos pizarrosos, menos competentes, adoptan una intensa deformación por replegamiento que en algunos niveles desarrollan estructuras próximas a pliegues king y/o chevron pertenecientes a la tercera fase del plegamiento hercínico. 

En esta zona aparecen algunos niveles de areniscas muy ferruginosas, y se han localizado pequeñas vetas en fracturas transversales y paralelas a la estratificacion rellenas de minreal de hierro masivo.

Figura nº25: Pliegue en caja en areniscas ferruginosas.

En las areniscas grises, con pátina amarillenta algo ferruginosas, que se presentan con una fina estratificación, la respuesta a los esfuerzos comprensivos es muy variada. Por una parte se forman pliegues muy apretados, principlamnete del tipo fr pliegue “en caja” (box folds) con ambos flancos fallados.

Estos pliegues en caja se formarían en ultima etapa de la primera fase del plegamiento hercínico como consecuencia de un aplastamiento tras el plegamiento por “buckling” típico de las primeras etapas de la deformación.

Figura nº 26: Esquistosidad de plano axial (S1)

También aparecen micropliegues muy apretados con una intensa segregación de cuarzo blanco que se deposita en forma de pequeños filones o vetas blancas.

En algunos de los pliegues se puede observar una esquistosidad de plano axial marcada por la presenta de pequeñas venas mineralizadas (del tipo descrita en la literatura geológica como “ esquistosidad marcada por venas minerales”). Es un tipo de esquistosidad que no habia visto, hasta ahora, en los demás afloramientos paleozoicos de la Comunidad Valenciana y que se puede apreciar en la fotografia de la figura nº 16. El mineral que aparece en las vetas no parece metálico, es más bien como una calcita oscura.

En el sector de Pavias – Villamalur – Matet la serie paleozoica compuesta de pizarras y areniscas ferruginosas también se presenta intensamente  deformada, pero en esta zona debido a la mala exposición de la serie, muy cubierta por derrubios y vegetación, esta deformación solo puede apreciarse en sitios muy puntuales, como en la siguiente fotografía:



Figura nº 27: Intenso replegamiento de las serie paleozoica



Figura nº 28: Pliegue - falla en pizarras y areniscas paleozoicas. 

Otra respuesta a la deformación son las numerosas fallas que aparecen a lo largo de todo el afloramiento, algunas ellas asociadas a estructuras de plegamiento (strike joint) son típicas de la segunda fase del plegamiento hercínico. Se puede ver un buen ejemplo de este tipo de estructura geológica en la fotografia de la figura nº 18, aunque son muy numerosas por toda la serie paleozoica.

Otras fracturas presentan saltos más importantes, separando limpiamente niveles de distintas litologías y dejando marcados planos de falla facilmente visibles en el talud de la carretera.



Figura nº 29: Falla separando un tramo de pizarras negras de un tramo de areniscas.

En la siguiente fotografía se puede ver un pliegue sinformal de pequeña escala mostrando  un plegamiento muy complejo desarrollado en areniscas grises de pátina ferruginosa con una estratificación muy fina:

Figura nº 30: Plegamiento complejo cono respuesta e un conjunto de areniscas
con una estratificación muy fina a un esfuerzo compresivo. 

En la zona de Villamalur el contacto entre el Paleozoico y el Triásico (Buntsandtein) es por falla, presentando las limolitas triásicas una zona brechificada, tal como se puede ver en la siguiente fotografía:



Figura nº 31: Brecha de falla en el contacto de las pizarras paleozoicas y las limolitas triásicas



En principio este Paleozoico presenta algunas diferencias con otros afloramientos paleozoicos descritos anteriormente (Alcotas, Marines y Montán), por ejemplo: la presencia de niveles de areniscas grises laminadas en Higueras y las areniscas ferruginosas microestratificadas de Pavías, sin embargo también hay notables similitudes con estas series como: las litologías de pizarras negras seríciticas y de areniscas ferruginosas con interestratos de pizarras negras. La deformación tectónica es muy semejante a las series descritas con la única salvedad del estilo de micropliegues que se forman en las areniscas finamente estratificadas como respuesta singular de este tipo de facies a la deformación.

En la bibliografía (Hoja nº 640 del MAGNA) se menciona la existencia de “anfibolitas hornblendicas a techo de la serie”, no he llegado a verlas (tampoco he podido discernir cual es el “techo” de la una serie tan replegada), sin embargo la mención es clara por lo que hay que considerar que esta serie paleozoica estaría afectada por un metamorfismo de grado medio-alto. En el cuadro adjunto se puede ver la presión y temperatura a la que se forman las rocas metámorficas de esta facies : entre 400 a 600 ªC y 20 - 30 kilometros de profundidad.

Además de la deformación ocasionada por el plegamiento hercínico, la zona esta afectada por una fracturación tardihercícinica que es bastante diferente a la descrita en la cartografía geológica. Se aprecia una primera fase de fracturación en la que se originaria un cabalgamiento de las pizarras y areniscas paleozoicas sobre el Triásico (Cabalgamiento del Mas del Moro), se trata de un cabalgamiento con un ángulo muy bajo y que ya había sido descrito, en este mismo blog, en el afloramiento paleozoico de Montán. En la siguiente figura se ha representado este afloramiento sobre la cartografía geológica del IGME.


Figura nº 33: Mapa geológico del IGME (HOJA 640) con el afloramiento triásico cartografiado.

En una segunda fase de fracturación se originan una serie de fallas verticales que afectan al cabalgamiento y pueden llegar a alcanzar importantes saltos (Falla de la Peña del Mediodía). En la siguiente figura se puede ver la interpretación que he hecho de la estructura de la figura nº 15.



Figura nº 34: Interpretación de la estructura de la figura nº 23.



Paleozoico de Villamalur (Castellón):

Este afloramiento es el mayor de todos los asomos paleozoicos de esta zona con una forma rectangular alargada con una longitud de casi 10 kilómetros y una anchura de 1,5 kilómetros, con una orientación NW-SW similar a los de Montan e Higueras. El asomo paleozoico está limitado por fallas rectilíneas que lo ponen en contacto con el Muschelkalk (Triásico Medio) salvo en la parte septentrional del asomo (Villamalur-Torralba del Pinar) donde el contacto es con el Buntsandtein. Un conjunto de fallas lineales de dirección SW-NE transversales a la dirección ibérica principal afectan al asomo.

Figura nº 35: Mapa geológico del asomo paleozoico de Villamalur (Castellón)

Paleozoico Inferior (Namuriense): 

En su extremo suroriental (Sueras) este Paleozoico se presenta en facies Culm y se menciona la presencia de una flora del Carbonífero Inferior, que personalmente he buscado y no he encontrado, aunque el terreno esta formado por pizarras y areniscas en facies Culm. Litológicamente están constituidos por una alternancia de areniscas, generalmente grauwackas de color gris oscuro, casi negras, marrones amarillentas por alteración, con pátina ferruginosa y pizarras de color negro de tonos azulados, que aparecen grises amarronadas por alteración. Las pizarras presentan una fuerte deformación que origina una foliación astillosa y/o en lajas muy marcada. La disposición estratigráfica más frecuente son las alternancias de areniscas en estratos delgados (5-20 cmts) con interestratos de pizarras más o menos limosas. Estos materiales depositados en medios marinos profundos por corrientes turbidíticas se disponen en secuencias de Bouma con intervalos en los que aparecen secuencias completas Ta-e y secuencias incompletas Tb-e o Tc-e que corresponden a turbiditas de abanico medio depositadas en lóbulos. 

Sobre el Paleozoico aparece un Permotriásico completo que comienza con un Bunstsandtein constituido por tres unidades litoestratigráficas o formaciones:  

Paleozoico Superior (Pérmico).

Esta formado por dos Unidades la Formacion Conglomerados de Boniches y la Formacion Limos y areniscas de Alcotas:

Formación Boniches (López-Gómez y Arche 1992):

Esta Unidad conglomerática yace discordante sobre el basamento Paleozoico hercínico o sobre el Pérmico y fue depositada en abanicos aluviales. Se han diferenciado tres miembros que de muro a techo son:

Conglomerados inferiores (c.i.): con un grosor de 19 metros este miembro está constituido por conglomerados silíceos, típicos de áreas proximales de abanicos aluviales, formados por clastos de cuarcita redondeados y subesféricos mal clasificados por tamaños (de bloques a gravas) con escasa matriz arenosa y pocas estructuras sedimentarias (estratificación cruzada planar de bajo ángulo y algunas superficies de reactivación).

Conglomerados superiores (c.s.); en este tramo los conglomerados silíceos presentan un mayor contenido en matriz arenosa y se disponen en secuencias granodecrecientes con estratificación cruzada planar a muro. Su espesor es de 36 metros y corresponderían a depósitos de áreas medias-distales de abanicos aluviales.   

Conglomerados arenosos (c.a.): en este tramo la matriz arenosa es muy abundante y esta formado por secuencias granodecrecientes con estratificaciones planares o de surco además de ripples y laminaciones paralelas. El espesor en Boniches es de 31 metros y se considera corresponden a depósitos de sistemas braided en áreas distales de abanicos aluviales.

En el último miembro (c.a.) se ha encontrado la siguiente asociación palinológica: Converrucosisporites eggeri KLAUS 1963, Klausipollenites schaubergeri JANSONIUS 1962, Lueckisporites globosus KLAUS 1963, L. hyalinus SCHAARSCHMIDT 1963, L. singhii BALME 1970, L. virkkiae CLARKE 1965, Nuskoisporites delhuntyi POTONIE Y KLAUS 1954, N. klaussi GREVE 1957, Paravesicaspora splendens FOSTER 1979, Playfordiaspora crenulata FOSTER 1979, Potonieisporites novicus BHARADWAJ 1954, Protohaploxypinus microcorpus BALME 1970, Vittatina costabilis WILSON 1962, V. fasciolata BHARADWAJ 1962 y otros géneros indeterminados.   

Esta asociación, y especialmente la presencia de Vittatina costabilis, indica una edad Guadalupiense(Roadiense-Wordiense).

-Formación Limos y areniscas de Alcotas: 

Descrita por López-Gómez y Arche,1992) presenta 170 metros de espesor y está formada por de limolitas de color rojo a marrón oscuro con intercalaciones de areniscas micáceas lenticulares y cuerpos conglomeráticos. Petrológicamente las areniscas son arcosas, subarcosas y latarenitas con estratificaciones cruzadas en surco y planares, ripples de corriente y partículas alineadas (“parting lineation”). Las intercalaciones más finas contienen illitas y caolinitas y paleosuelos.  

La Formación Alcotas puede aparecer transicionalmente sobre la Formación Boniches (Roadiense-Wordiense) o discordantemente sobre el zócalo paleozoico y sobre ella se sitúa, mediante una leve discordancia que abarca un importante lapso temporal, la Formación Cañizar.

La Formación ha sido dividida en tres tramos o subunidades de acuerdo con sus características geométricas, paleontologicas y sedimentológicas: Una Subunidad Inferior, una Media y una Superior (LS, MS y US)

-Subunidad Inferior (LS): formada por limoitas rojas masivas con paleosuelos carbonatados que llevan intercalaciones de cuerpos arenosos lenticulares a veces conglomeráticos, con bases erosivas y techos planos en secuencias granodecrecientes con estratificación cruzada planar y ripples de corriente con limolitas bioturbadas a techo.  

-Subunidad Media (MS): Un cambio en el medio de sedimentación de fluvial braided a meandrifirme marca el paso de la LS a la MS, esta se caracteriza por presentar secuencias granodecrecientes con acreción lateral marcada por estratificación cruzada épsilon y abundantes restos de plantas, incluidos troncos silidificados de longitud métrica.

-Subunidad Superior (US): el paso de la unidad media a esta se produce mediante una vuelta a las condiciones de sedimentación por cauces fluvial anastomosados con depósitos de cuerpos decimétricos en secuencias, granodecrecientes con estratificación cruzada planar o en surco en la base y ripples de corriente hacia el techo. No aparecen paleosuelos ni bioturbación ni restos de plantas- 

Se ha interpretado la Formación como depósitos distales de abanicos aluviales, formados en detalle por cauces fluviales de baja sinuosidad aproximadamente paralelos al eje de la cuenca y que alimentarían extensas llanuras aluviales fangosas y lagos semipermanentes, las paleocorrientes indican aportes hacia el S y SE. Las fallas marginales de la cuenca actuaron repetidamente, reactivando los sistemas aluviales que luego perdían energía progresivamente, por la combinación de la erosión de los relieves marginales y un proceso de “back faulting” que alejaba los ápices de los abanicos (Arche& López, 1986)

Durante la sedimentación de la unidad se producía una tectónica activa con fallas de dirección NW-SE que constituían el borde SW de la Cuenca Ibérica en este período. Repetidos procesos de “back faulting” controlaron la ciclicidad de rango mayor que presentan los sedimentos; representarían episodios de la etapa inicial (rifting) o subsidencia tectónica en el denominado “Aulacógeno Ibérico” (Alvaro et al., 1979; López, 1985) en la que, además, los márgenes se elevaban formando umbrales.

El paleomagnetismo indica que la Formación Alcotas es más joven que el reverso de Illawarra (De la Horra et al. 2012) que aconteció muy cerca del límite Wordiense-Capitaniense (265,8 +-0,7 Ma).

De acuerdo con la palinoflora que contiene la Formación Limos y areniscas de Alcotas su edad esThuringiense (Pérmico Superior) según Boulouard y Viallard, 1971 y López et al. 1985.

Estudios palinológicos más recientes (2019) han dado para dos muestras situadas una en Talayuelas, en la parte inferior de la LS y otra en Landete en la MS. Son las siguientes asociaciones palinológicas:

Asociación de Talayuelas: Crucisaccites variosulcatus DJUOINA 1971, Falcisporites zapfei KLAUS 1963, Gardenasporites heisseli KLAUS 1963, Jugasporites delasauceis LESCHIK 1956, Nuskoisporites dulhuntyi POTONIE y KLAUS 1954, Palaeospongisporis europaeus SCHULZ 1965, Potonieisporites novicus BHARADWAJ 1954, Lueckisporites globosus KLAUS 1963, L. parvus KLAUS 1963, L. virkkiae CLARHKE 1965 y muchos otros géneros.

Asociación de Landete: Calamospora microrugosa, Converrucosisporites eggeri KLAUS 1963, Crucisaccites variosulcatus DJUPINA 1971, Falcisporites zapfei KLAUS 1963, Jugasporites delasauceis LESCHIK 1956, Klausipollenites schaubergeri JANSONIUS 1962, Lueckisporites parvus KLAUS 1963, L. singhii BALME 1970, L. virkkiae CLARKE 1965, Lunatisporites albertae JANSONIUS 1962, L. pellucidus DE JERDEY 1971, Palaeospongisporis europaeus SCHULZ 1965. Vittatina fasciolata BHARADWAJ 1962 y muchos otros géneros. 

En base a estas asociaciones M. Juncal Rosales (2019) asigna a esta Formación una edad Guadalupiense (Wordiense-Capitaniense).

Triásico Inferior:

-Formación Areniscas del Cañizar: 

En un contacto neto sobre la Unidad anterior, aparecen 200 metros de arenisca orto cuarcítica muy compactas de color rojo, violáceos o blancos con delgadas intercalaciones pizarrosas. Las areniscas presentan estratificación cruzada y esquistosidad de plano axial.

Se ha encontrado asociaciones de pólenes y esporas de edad Anisiense en la parte superior de la este Formación, pero muchos autores la consideran de edad Scytiense (Triásico Inferior). Hacia la parte alta de la Formación también se mencionan la presencia de huellas de tetrápodos y macroflora mal conservada.

-Formación Limos y Areniscas de Eslida: 

Se sitúan sobre las areniscas masivas y esta compuesta por 200 metros de argilitas arenolimosas muy compactas con niveles de areniscas micáceas con estratificaciones cruzadas. Presentan esquistosidad de plano axial principalmente en los niveles inferiores.

La edad de la Formación es Anisiense datada mediante una asociación palinológica obtenida en el perfil de la carretera de Chovar a Eslida que contiene Podocapeaepolenites thiergartii, Minutosaccus potoniei, Platysaccus papilionnis, Succintisporites sp y Cristatitriletes baculatus. Al Miembro Lutitas de Porta Coeli de la parte alta de la Formación Lutitas y areniscas de Serra (Garay 2000) equivalente a la Formación Lutitas y areniscas de Eslida (Lopéz-Goméz y Arche 1992), se le asigna una edad Pelsoniense (244-245 m.a.) mientras que el resto de la Formación puede tener una edad Bithyniense o Pelsoniense Inferior. 

-Formación Arcillas, limos y margas de Marines: 

Ttambién conocida como “facies Röt” está formada por margas y arcillas abigarradas. Su espesor es variable de 10 a 30 metros.   

Sobre las margas abigarradas en facies keuperoide se sitúan las formaciones carbonatadas del Muschelkalk que en esta zona están formadas por tres unidades litoestratigráficas:

Triásico Medio:

-Formación Dolomías de Landete (M1): 

Calizas dolomíticas de color pardo rojizo estratificadas en bancos de medio a un metro de grosor. A muro son calizas micriticas recristalizadas a microesparitas de color gris.  A techo las calizas son de aspecto lajoso. En grosor de la Formación es de 150 metros y su edad Anisiense.

-Formación Areniscas, margas y yesos del Mas (M2): 

Compuesta arcillas margosas de facies keuperoide con niveles calcáreos grises claros. Esta formación presenta grosores muy variables de 0 a 100 metros (Villamalur) con una media de 40 metros.

-Formación Dolomías y calizas de Cañete (M3): 

Unidad formada por 80 a 100 metros de calizas dolomíticas grises, finamente estratificadas aumentado de grosor hacia el techo. Sobre esta calizas aparece una alternancia de calizas micritas con micritas arcillosas que contiene una variada macro fauna (ammonites, bivalvos gasterópodos, crinoides,…) y  microfauna. Su edad seria Ladiniense. 

Figura nº 36: Gráfico esquemático del Pérmico y Triásico de la Zona Levantina de la
Cordillera Ibérica.

RESUMEN Y CONCLUSIONES.

El afloramiento paleozoico de Higueras se añade a los, hasta ahora descritos, en este mismo blog, del Barranco de Alcotas de Chelva y de Más del Moro de Montán. Pese a tener algunas diferencias con los anteriores las similitudes geológicas son bastante evidentes por lo que supongo que se trata de asomos de las mismas formaciones ordovícicas o silúricas del zócalo hercínico, aunque no hay referencias, ni he encontrado, ningún criterio paleontológico para poder asegurarlo.

 Lo esencial en este afloramiento es la magnifica exposición que tiene del cabalgamiento del Paleozoico sobre el Triásico en Higueras (Cabalgamiento de Más del Moro) y lo bien expuestas que están las estructuras tectónicas originadas por el plegamiento hercínico, en Pavías.

En alguna de las fallas, sobre todo en la Falla de la "Peña del Mediodia" se han visto mineralizaciones de Fe concretamente oligisto especular:

Figura nº 37: Oligisto especular. Peña del Mediodía (Higueras).

En esta última imagen se puede apreciar el sondeo "El Greco" perforado por el IRYDA en el año 1.983 (años de gran sequia ) para el abastecimiento a Villamalur. Al fondo se aprecia la densa masa forestal del Parque Natural de La Sierra del Espadán.



Figura nº 38: Sondeo de abastecimiento a Villamalur realizado por el IRYDA.



Este sondeo alcanzo una profundidad total de 300 metros atravesando una columna litoestratigrafica compuesta por:

-12 metros: Relleno cuaternario.

-88 metros: Dolomias grises con niveles de dolomias arenosas marrones amarillentas. Muschelkalk. 

-10 metros: Margas amarillentas de la Facies Röt.

-17 metros: rodeno rojo con conglomerados abigarrados.

-39 metros: Rodeno rojo.

- 6 metros: Areniscas calcáreas.

-75 metros: Rodeno rojo.

- 5 metros: Rodeno blanco.

-50 metros: Rodeno rojo.

Figura nº39: Croquis del sondeo "El Greco" de Villamalur. 

En muchas de los estudios realizados sobre la megaestructura varisca en Europa Occidental no se tienen en cuenta estos afloramientos paleozoicos de Castellón, posiblemente porque no encajan con los modelos generados para explicar el Oroclinal Cantábrico. Estos afloramientos conformarían la existencia de una "rodilla aragonesa" que explicaría el cambio de dirección de las directrices de los los afloramientos de la Sierra del Espadán y Chelva-Marines de directriz ibérica (NW-SE) y los de Puebla Tornesa - Vilafames de directriz catalana (NE.SW):

Figura nº 40: Mapa estructural de la Peninsula Ibérica se han añadido los afloramientos
paleozoicos de Valencia y Castellón para visualizar su difícil encaje en la megaestructura.  

Como colofón recomiendo, a los que puedan, la visita al Parque Natural de la Sierra del Espadan donde podrán comprobar el control geológico sobre la cubierta vegetal. El bosque de este Parque Natural no se parece en nada a los bosques de otros parques de la zona levantina de la Península Ibérica, la vegetación presenta un cierto carácter atlántico, hay robles, castaños, avellanos, nogales, cerezos, zarzamoras,..... Esto es debido a las abundantes precipitaciones de esta zona, típicas de una Sierra próxima al mar y a la naturaleza silicea (cuarcitas, limolitas, pizarras,….) de las formaciones sobre las que se desarrolla las masas forestales características de este parque.

Figura nº 37: El bosque autoctono del Parque Natural de la Sierra de Espadan