Un recorrido por el Geoparque de Molina-Alto Tajo

UN RECORRIDO POR EL GEOPARQUE DE LA COMARCA DE MOLINA DE ARAGÓN–ALTO TAJO (PROVINCIA DE GUADALAJARA).

En el año 2.000 en el Corazón de la Península Ibérica y en el de una de sus Cordilleras mas emblemáticas: la Cordillera Ibérica, se creo uno de los espacios naturales protegidos mas grande de toda España: EL PARQUE NATURAL DEL ALTO TAJO. Dentro de este Parque Natural se sitúa el GEOPARQUE DE LA COMARCA DE MOLINA-ALTO TAJO que con sus 4300 Km² es el mas grande de España y cuyo mapa se puede ver en la siguiente figura: 

Figura nº 1: Mapa del Geoparque (Fuente: Geoparque de Molina-Alto Tajo).

Por su enorme extensión, no es posible abarcar en una sola visita por lo que esta primera vez me centre en la parte donde afloran los terrenos permotriásicos en facies Buntsandtein que en esta zona adquieren un gran desarrollo tal como se puede ver en la siguiente imagen en la que he coloreado de amarillo las zonas de mayor espesor (400-600 m) del Bunt y en rosa las de espesor comprendido entre 200 y 400 metros:

Figura nº 2: Mapa de espesores de Bunt en la Península Ibérica. En el original había un error al no considerar las importantes acumulaciones de materiales de esta edad existentes en Asturias. Si las consideramos se puede ver una clara alineación de los mayores espesores (color amarillo y rojo) alineados según una dirección NW-SE coincidiendo con la alineación Falla de Ventaniella-Serranía de Cuenca. 

La Cordillera Ibérica es una cordillera de antepaís de estructura alpina constituida por una serie de alineaciones montañosas de dirección NW-SE coincidentes con las del Rift Ibérico Mesozoico, la Cordillera tiene una longitud de 400 kilómetros que van desde la Meseta Ibérica (Burgos) hasta el Mar Mediterráneo y una anchura máxima de 200 kilómetros. 

Esta Cordillera se divide en dos sectores o ramas: la Rama Aragonesa y la Rama Castellana, además de la conocida como Unidad de Cameros. El Geoparque se localiza en la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica, tal como se puede ver en el esquema geológico de la siguiente figura:

Figura nº 3: Croquis de la Cordillera Ibérica (Fuente: Geología de España) con indicación de la zona visitada ubicada en la Rama Castellana de esta Cordillera. 

Figura nº 4: Principales cuencas sedimentarias mesozoicas

Las rocas que se van a describir forman un ciclo completo de relleno de una cuenca intracrátonica perithética situada en la parte oriental de la Península Ibérica (la Cuenca Ibérica) y formada a lo largo de una gran sutura hercínica  (Falla de Ventaniella - Serranía de Cuenca) que actúa como limite de cuenca (Basin Boundary Fault). Esta megaestructura sufrió varias fases de compresión y extensión a lo largo de su dilatada historia geológica. Los sedimentos que rellenan esta cuenca empezaron a acumularse a comienzos del Pérmico (Autuniense) en una depresión endorreica con forma de semigraben limitada por fallas normales de dirección NW-SE y que evoluciono en el Triásico a un graben clásico, tal como se puede ver en el siguiente gráfico.

Figura nº 5: Perfil geológico de la estructura en semigraven rellena de cuñas de depósitos permotriásicos.

Figura nº 6: Bloque diagrama de un abanico aluvial.

En una primera fase (Pérmico) y hacia el Oeste (Macizo o Placa Ibérica) se produjo el levantamiento de la Cordillera Varisca generándose montañas tan imponentes como las del Himalaya que rápidamente comenzaron a erosionarse aportando gran cantidad de sedimentos detríticos gruesos (conglomerados y arenas) junto a materiales de procedencia volcánica aportados por el volcanismo asociado a las grandes fracturas hercínicas antes mencionadas. Tras estos aportes mas gruesos se depositaron materiales de granulometría mas fina (areniscas, limos, arcillas,...) y finalmente se instauro una sedimentación lacustre. Estos sedimentos componen una primera secuencia sedimentaria (Capas de la Ermita y Capas de Montesoro) que rellena un abrupto paleorelieve y son de edad Pérmico Inferior y Medio (Autuniense - Saxoniense).

Figura nº 7: Depósitos braided.

En el Thuringiense (Pérmico Superior) y tras el relleno de los principales paleorelieves variscos comienza la deposición de una segunda secuencia de relleno que comienza con el deposito de sedimentos detríticos gruesos (conglomerados y arsénicas) en un medio de abanicos aluviales y ríos de canales entrelazados que durante el Triásico Inferior y Medio (Scythiense – Anisiense) va evolucionando lateral y verticalmente a depósitos mas finos (areniscas y limos) de ríos de alta sinuosidad para culminar con depósitos de llanuras de inundación y sabkhas.

Estas secuencias detríticas de relleno de cuenca terminan, durante el Ladiniense (Muschelkalk), con una transgresión del Mar de Thetys que avanza de Este a Oeste depositando sobre toda la zona carbonatos de llanura de marea y otros tipos de depósitos marinos litorales. Posteriormente y ya durante el Triásico Superior (Karniese-Noriense), se instaura en toda la Cuenca Ibérica un medio de llanuras salinas costeras en las que se produce una sedimentación evaporítica (arcillas con yesos y sales) y sobre la que se  instaura, mediante otra transgresión, el ciclo marino jurásico.   

ESTRATIGRAFIA:

En el Geoparque se puede observar una columna litológica de cerca de 2.000 metros de espesor compuesta por sedimentos del Paleozoico Inferior (Cámbrico, Ordovícico, Silúrico y Devónico) del Paleozoico Superior (Carbonífero y Pérmico) y del Mesozoico (Triásico, Jurásico y Cretácico) además de importantes acumulaciones cenozoicas. En la siguiente imagen se puede ver la columna sintética de los terrenos Pérmicos y Triásicos (Fuente: Geoparque Molina – Alto Tajo): 

PALEOZOICO INFERIOR:

Los terrenos más antiguos vistos en el recorrido que he realizado, salvo las cuarcitas de la Cueva del Hierro, corresponden al Paleozoico Inferior, concretamente al Silúrico y son pizarras negras con intercalaciones de cuarcitas a techo. En la Hoja  del MAGNA de Checa se describe la siguiente columna de muro a techo:

Figura nº 9

De 20 a 25 metros: Pizarras negras ampelíticas, micáceas, con una abundante fauna de graptolites. Petrográficamente se trata de una filita negra esquistosa con moscovita, clorita y sericita como minerales principales y cuarzo, hierro y turmalina como accesorios. Están datadas como LLandodery Medio-Superior.

De 120 a 160 metros: Alternancia de pizarras negras y verdes, micáceas, areniscas rojizas y cuarcitas grises con estratificación  clara y fina.  

Estas pizarras se atribuyen a la Formación Bádenas (Silúrico) cuya situación estratigráfica puede verse en la figura de la derecha. En Checa (Paraje de La Tejera, PK 24,4 de la CM 211) afloran las pizarras negras esquistosas que se rompen en lajas con mucha facilidad y en las abundan sobremanera los graptolites y aquí se encuentra un yacimiento definido por el IGME como LIG IB230 y Geosite PZ005, en el que se han descrito sesenta especies de graptolites, principalmente del genero Monograptus y Spirograptus. En el yacimiento de Checa se han podido establecer 7 divisiones temporales sucesivas con una antigüedad en torno  a los 428–436 M.a dentro del Telychiense o Silúrico Inferior tardío (Gutiérrez-Marco et al. 2008).

Figura nº 10: Pizarras negras del Silúrico en Checa (Guadalagara). LIG IB230.

Las rocas se presentan muy fracturadas, afectadas por grandes pliegues muy apretados de dirección N – S y un por intenso replegamiento que da lugar a pliegues chevron de pequeña escala. En la siguiente fotografía se pueden ver estas pizarras muy fracturadas y con una gran cantidad de graptolites: 

Figura nº 11: Detalle de las pizarras negras de la foto anterior donde se puede apreciar la enorme cantidad de fósiles de graptolites que contienen.

Los graptolites eran animales coloniales que vivieron entre el Cámbrico Superior y el Carbonífero Inferior. Los primeros fueron animales bentónicos que vivían anclados al fondo marino y a partir de estos surgieron los graptolites pelágicos que vivían flotando libremente en el mar, tal como se puede ver en la siguiente figura. 

Figura nº 12: Colonia de graptolites pelágicos. 

Este tipo de graptolites bentónicos se extinguieron al comienzo del Devónico y son del tipo de los que aparecen en el yacimiento de Checa y algunos de cuyos ejemplares se pueden ver en la siguiente fotografía:   

Figura nº 13: Graptolites de las pizarras silúricas de Checa: Monograptus y Spirograptus

Cada colonia esta formada por muchos individuos o zooides que vivían en celdillas o tecas agrupadas en un conjunto llamado rhabdosoma tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía:

Figura nº 14: Ejemplar de Monograptus en el que se pueden observar el rhabdosoma y las celdillas que lo componen. La fotografía esta realizada con 30 aumentos.

Los graptolites constituyen los mas importantes fósiles guía del Ordovícico y del Silúrico gracias a que evolucionaron y se diversificaron muy rápidamente y a que son relativamente abundantes en las pizarras donde otros tipos de fósiles son raros.

Figura nº 15: Ejemplares de Spirograptus, fotografia con 30 aumentos. 

PALEOZOICO SUPERIOR: 

Las rocas descritas anteriormente forman parte del orógeno varisco que duro 100 millones de años comenzando hace 380 millones de años durante el Devónico y terminando hace 280 millones de años durante el Pérmico Medio. Este plegamiento levanto una gran cordillera que en su parte europea tiene 3.000 kilómetros de longitud y una anchura de 700 a 900 millones de años y que fue desmantelada durante el Pérmico y parte del Mesozoico.  

El Pérmico abarca el espacio temporal comprendido entre los 300 y los 200 millones de años y en Europa Occidental se divide Autuniense, Saxoniense y Thuringienseque no son nombre de pisos reconocidos en las tablas cronoestratigráficas que han sido establecidas en base a series de origen marino datadas con fósiles (foraminíferos), sino que se refieren a depósitos continentales generalmente azoicos. Estos términos están referidos a tipos de facies y pueden no abarcar los mismos espacios temporales sino que en distintos lugares presentan edades distintas. Así Holub&Kozur (1981) establecieron las correlaciones para el Pérmico en distintos lugares de Europa Occidental pudiendo observarse como en el caso de Silesia y Thuringia el Saxoniense, que esta bien estudiado, no ocupa el mismo ámbito temporal:

PISOS DEL PERMICO DATADOS CON FOSILES	EDAD MURO	CUENCA DE SILESIA	SELVA THURINGIA
Induense (Trías Inferior)	252,17
Dorashamiense		Thuringiense	Thuringiense
Dzhulfiense
Abadhiense
Capitaniense	265,1		Saxoniense
Wordiense	268,0
Kunbergandiniense
Chinsiense		Saxoniense
Leonardiense
Artinskiense	290,1	Autuniense	Autuniense
Sakmariense	295,0
Asseliense	298,9

Como ya se ha mencionado el Pérmico Inferior de la Cordillera Ibérica se apoya discordantemente sobre el Paleozoico Inferior fosilizando un abrupto paleorelieve varisco por lo que son frecuentes e importante los cambios de facies y de espesores de las formaciones que lo componen. En la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica  la formación basal del Pérmico son las “Capas de la Ermita” que con una irregular distribución superficial y escasa representación, presentan una gran variabilidad en sus facies aunque predominando las rocas vulcanoclásticas con conglomerados, areniscas y lutitas intercalados (facies grises) que se han interpretado como depósitos de relleno de valles encajados y abanicos aluviales proximales de clima templado y húmedo que evoluciona a un clima árido o semiárido culminando la formación con depósitos de origen lacustre. A. Ramos et al (1976) mencionan la existencia de un tramo de dolomías amarillas muy silíceas a techo de esta Formación. 

Son muy abundantes los restos vegetales (polen) de edad PérmicoInferior (Autuniense). En la cartografía geológica del IGME esta formación viene asignada al Cisuraliense (Pérmico Inferior), es decir a la época comprendida entre los 272,3 y los 289,9 m.a. que coincide con la edad datada con flora.    

Discordantemente (Discordancia Saálica?) sobre esta formación basal o directamente sobre el Paleozoico se deposita una formación de facies rojas “saxoniense” (lutitas rojas con capas de areniscas y conglomerados con aportes volcánicos), las “Capas de Montesoro”, atribuida al Pérmico por su posición estratigráfica, justo debajo de los conglomerados del Bunt. Esta Formación se depositaria en un medio sedimentario de abanicos aluviales proximales lo que condicionaría su poco espesor (50 m) e irregular distribución geográfica.

En la siguiente figura se puede ver el corte geológico realizado por A. Sopena et al (1977) en la Hoz del Gallo:

Figura nº 16: Perfil geológico en el Barranco del Río Gallo donde se observa con claridad la disposición discordante de los depósitos permotriásicos postorogénicos sobre un zocalo varisco.

Durante la visita realizada no he podido observar de cerca este tipo de depósitos, pero a la entrada del Barranco de la Hoz (Ventosa)se pueden ver como margas muy rojas dispuestas debajo de los conglomerados. En este lugar se describen 46 metros de brechas de cantos poligénicos (cuarcitas, pizarras y esquistos) con intercalaciones de limos rojizos en la base y encima limos rojizos con niveles de areniscas rojizas y brechas con nódulos dolomíticos. Estos depósitos se disponen discordantes sobre el Silúrico y son cubiertos también discordantemente por los conglomerados del Bunt y en la cartografía del IGME se asignan también al Cisuraliense.

En la siguiente figura se resumen las principales características de estas formaciones según vienen descritas en el volumen nº 6 de los Seminarios de Estratigrafía.

Figura nº 17: Perfil del Pérmico Inferior.

MESOZOICO:

Sobre este Paleozoico y en una clara discordancia angular sobre el Silúrico y en suave discordancia cartográfica sobre el Pérmico (Fase Phalzica o Palatina) se disponen depósitos siliciclásticos en facies Buntsandtein, muy bien expuestos en la localidad de Chequilla y en otras localidades visitadas: el Barranco de la Hoz y la Sierra de Armallones.

Por encima y en suave discordancia cartográfica se sitúan los conglomerados de base del Buntsandtein que marcan el comienzo de la sedimentación Triásica de tipo “germánico” con una serie siliciclástica inferior, una serie intermedia carbonatada y una superior evaporítica superior. En la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica estos sedimentos se han agrupado en el “Grupo Guadalajara”. En toda Europa mejor observación de esta serie  se realiza en el Barranco de la Hoz, tal como describiremos mas adelante.  

En la siguiente imagen se puede ver un croquis estratigráfico con las formaciones pérmicas y triásicas con las facies dominantes (A. Ramos 1979):

Figura nº 18: Formaciones, edades geológicas y facies dominantes en el Permotrias de la Rama Castellana. 

En Chequilla y en clara discordancia angular sobre el Paleozoico Inferior, concretamente sobre las pizarras negras silúricas se sitúan los Conglomerados del Río San Pedro equivalentes a los Conglomerados de la Hoz del Gallo. Se trata de conglomerados silíceos (“pudingas”) clastosoportados, formados clastos de cuarcitas rojizas o grises claros y a veces de cuarzo, redondeados y subesféricos, medianamente clasificados por tamaños y con una matriz de areniscas rojas. En la siguiente imagen se pueden ver estos conglomerados en Chequilla, se puede apreciar una grosera imbricación de los cantos mas aplanados.       

Figura nº 19: Conglomerados siliceos ("Pudingas") con cantos cuarticos (cuarcita y cuarzo) redondeados y subesfericos y matriz de arenas rojas (Chequilla). Se aprecian marcas de contacto (presión-disolución) entre clastos.  

Figura nº 20: Pudingas con cantos imbricados.

En la siguiente fotografía se pueden ver estos mismo materiales en el Barranco de la Hoz donde la matriz arenosa es mas abundante y aparecen imbricaciones de cantos y laminaciones cruzadas en surco. 

Se trata de un conjunto de 60 a 100 metros de espesor de conglomerados en capas métricas de geometría tabular separadas por niveles con mayor cantidad de matriz arenosa o directamente por areniscas con laminaciones cruzadas. Una de las mejores exposiciones de esta formación es la de la Ermita de la Virgen de la Hoz, como se puede apreciar en la siguiente fotografía: 

Figura nº 21: La Ermita y Hospederia de la Virgen de la Hoz con sus torres de conglomerados y areniscas.

Esta Formación se depositaria en un complejo sistema de abanicos aluviales proximales coalescentes del tipo “dominados por corrientes” con los aportes procedentes de un área fuente situada al SW y controlados por fracturas NW-SE y NNE-SSW. Estos abanicos pasan lateral y verticalmente a una llanura aluvial de canales entrelazados de baja sinuosidad.

Su edad ha sido caracterizada mediante microflora como Thuringiense y en la cartografía del IGME vienen referenciado como de edad Wordiense – Induiense es decir entre el Pérmico Medio y la base del Triásico Inferior, luego en esta Formación estaría el limite Pérmico – Triásico con su extinción masiva. 

Sobre estos conglomerados y de una manera gradual pero a la vez muy clara al desaparecer bruscamente los niveles de conglomerados, se sitúan las areniscas de la Formación Areniscas de Rillo de Gallo. Este contacto se puede ver muy claramente en Chequilla:  

Figura nº 22: Contacto entre los Conglomerados de la Hoz del Gallo y las Areniscas de Rillo de Gallo en Chequilla.

Figura nº 22: Laminación cruzada en surco. 

La Formación esta compuesta por areniscas rojas de grano medio, en bancos de espesor muy variable (0,5 a 5 m) con base erosiva marcada por cantos de cuarcita dispersos. Las areniscas presentan una gran cantidad de estructuras sedimentarias de gran escala sobre todo estratificaciones lenticulares, laminaciones cruzadas planas y en surco junto a laminaciones  paralelas, tal como se puede ver en la fotografía de la derecha. Según estas estructuras sedimentarias las paleocorrientes dominantes son de dirección N-NW-SSE con sentido hacia el S-SE. 

Aparecen algunas pasadas de poco espesor de conglomerados silíceos y algunos niveles de areniscas de grano fino limoarcillosas. Se trata de subarcosas con cuarzo, feldespato y fragmentos de roca, con escasa matriz arcillosa y un cemento ferruginoso y/o silíceo. 

Figura nº 23: Laminaciones cruzadas y laminaciones planas en las Areniscas de Rillo de Gallo.

Su espesor varia entre 150 y 85 metros y están muy bien expuestas en Chequilla, en el Barranco de la Hoz y en la Sierra de Caldereros donde hay espectaculares exposiciones en el Castillo de Zafra:

Figura nº 24: Sets de laminaciones cruzadas en surco y sigmoidales (Castillo de Zafra).

Figura nº 25: Ripples.

Esta Formación se deposito en un medio fluvial de canales entrelazados de baja sinuosidad con gran aporte de arenas y grandes variaciones estacionales con etapas de inundación cortas. El sistema aluvial es longitudinal paralelo a las direcciones de las fracturas principales (NW-SE) y perpendicular a las direcciones de los abanicos aluviales de la anterior formación.  Su edad seria Ladiniense (Triásico Medio).

Sobre esta Formación y concordantemente se sitúa la Formación Nivel de Prados marcada por la aparición de niveles limoarenosos más blandos y muy bioturbados. La Formación esta compuesta por una alternancia de areniscas y limos de color rojo-morado. Las areniscas son arcosas de grano medio a fino  con matriz arcillosa y cemento carbonatado, ferruginoso y/o silíceo. Pueden aparecer nódulos o niveles nodulosos de carbonatos.

Figura nº 26: El Nivel de Prados en el Barranco de la Hoz.

La Formación se caracteriza por presentar una abundante bioturbación con conductos horizontales o verticales originados por fauna o por raíces. También son muy característicos los cantos blancos en los niveles areniscosos. Su espesor es de 30 metros sin grandes variaciones. Se habría formado en un medio de canales fluviales de baja sinuosidad pero mas distales que los de la formación anterior.

La mayor facilidad de erosionarse de esta Unidad permite la formación de repisas e incluso de cuevas muy utilizadas en la antigüedad, una de las cuales se puede ver en la siguiente fotografía:

Figura nº 27: Caverna excavada en los niveles blandos de Prados (Barranco de la Hoz).

El limite con la formación superior es concordante y viene marcado por la desaparición de los niveles blandos y sobre todo por la presencia de un nivel de areniscas de color blanco que originan un resalte topográfico. Su edad seria Ladiniense.

La Formación Areniscas del Rio Arandilla están compuesta por arcosas y subarcosas de grano medio dispuestas en niveles de base erosiva con estratificación cruzada de gran escala y cantos blandos y de cuarcita. En la parte superior a niveles de limos arenosos con una importante bioturbación por raíces. 

Figura nº 28: Niveles de limolitas con bioturbación por animales y raíces (Barranco de la Hoz).

Figura nº 29: Ripples de Borbullon (Imagen del IGME)

La Formación presenta una gran variación en sus espesores desde 90 a 178 metros y sus tramos inferiores se depositaron en un sistema fluvial de canales entrelazados de baja sinuosidad, pero amplios y profundos con inundaciones estacionales. Los depósitos mas abundantes son los de relleno de canal y a continuación los de barras con estratificación cruzadas en de gran escala. El sistema evoluciona a canales fluviales de alta sinuosidad con barras de meandro (point bar) en una secuencia de evolución a medios más distales. En el tramo inferior  representa la vuelta a las condiciones de canales entrelazados de baja sinuosidad. Por su posición estratigráfica tendría que ser Ladiniense.

La Formación Limos y Areniscas de Rillo se caracteriza por presentar una alternancia irregular de niveles delgados (0,10-0,60 m) de limos y areniscas de grano fino y color rojo con laminaciones cruzadas de pequeña escala. 

Figura nº 30: Chiroterium ibericum

En su parte superior aparecen restos vegetales, huellas de corriente, huellas de reptiles  del Anisiense como las de la figura de la derecha (Chiroterium ibericum), grietas de desecación y seudomorfos de cristales de sal. 

Su transito a la Unidad Superior viene marcado por un tramo de areniscas blancas o amarillas.

Su espesor varia entre 95 y 200 metros y estos materiales se depositaron en una llanura aluvial distal con pequeños canales de arenas y zonas lacustres poco desarrolladas someras.

Su edad deducida por Diez (2000) seria Anisiense-Ladiniense Inferior.

Los Limos y Areniscas abigarrados de Torete (Ramos 1979) también conocida como “facies röt”  están compuestos por arcosas verdes o amarillas de grano fino que alternan con limos en estratos de menos de 10 cm. Esta Formación se caracteriza por presentar abundantes seudomorfos de cristales de sal, sobre todo en los niveles de limos verdes. Otra característica de la formación es la existencia de niveles dolomíticos amarillos muy delgados (1 cm) y de aspecto noduloso. 

Aparecen laminaciones cruzadas a pequeña escala, bioturbación, cantos blandos, estratificación convoluta y restos vegetales. La Formación se depósito en una amplia llanura fangosa sometida a la acción de las mareas con la formación de secuencias tanto intermareales como supramareales. 

El espesor de la formación es muy variable de 15 a 40 metros y se ha datado por sus asociaciones palinológicas como Ladiniense.

Con esta formación termina el ciclo del Buntsandtein y se inicia el Muschelkalk que se dispone en “onlap” sobre anterior. Algunos investigadores describen en el techo del Bunt una importante interrupción de la sedimentación marcada por una alteración de origen edáfico con claros rastros de actividad radicular que en ocasiones llevan niveles de costras ferruginosas de diversa entidad. En la siguiente fotografía se puede ver este contacto en Chequilla y lo único que se aprecia es un contacto muy neto entre las arcillas y las dolomías. Algunos investigadores mencionan la existencia de una importante laguna estratigráfica marcada por paleosuelos y costras ferruginosas a techo de esta Formación.

Figura nº 31: Contacto entre Los Limos abigarrados de Torete y las dolomías del Muschelkalk en la carretera de Checa.

El Musckeskalk comienza con la Formación Dolomías de Tramacastilla o Capas Dolomíticas: la unidad esta constituida por dolomías cristalinas grises y amarillas en capas finas (2 a 5 cm) con laminaciones paralelas y de ripples y pueden llevar intercalado algún nivel margoso, así como algún nivel de limos rojos y verdes. Presenta espesores bastante constantes de 30 a 40 metros. De forma neta se pasa a la unidad superior y el limite suele estar marcado por un resalte topográfico tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía. 

Figura nº 32: Las dolomías del Muschelkalk en el Mirador de La Atalaya formando un marcado escarpe topográfico.

Su edad puede ser Karniense el primer Piso del Triásico Superior) y se han interpretado como depositadas en un medio de plataforma interna o “lagoon”  protegido hay el mar por barras de calcarenitas y bordeado por la parte del continente por facies mareales.

Capas de Royuela o Dolomías, margas y calizas de Royuela: formadas por una alternancia de margas y dolomías en estratos de 0,10 a 0,30 m. Se trata de dolomías cristalinas, a veces con laminación de algas, muy bioturbadas (Rhizocorallium) y abundantes lumaquelas de gasteropodos y bivalvos. En los niveles superiores hay margas gris verdosas con Lingula tenuissima (BRONN). Su medio de sedimentación seria tranquilo, protegido, con facies de “laggoon” pero con tendencia a la somerización y a la instalación de facies de llanura mareal.

Figura nº 33: Dolomías arcillosas tableadas y margas dolomíiticas de la Formación Capas de Royuela.En estos niveles se menciona la existencia de moldes de cristales de halita.

    

La Formación presenta espesores muy constantes de aproximadamente 30 metros y se atribuye al igual que la formación anterior al Karniense en base a su contenido en microflora. 

El paso a la Unidad superior viene marcado por una disminución de los carbonatos, un cambio de color y la aparición de yesos. 

En el siguiente gráfico se puede ver de una manera resumida las unidades lito estratigráficas del Muschelkalk y sus características litológicas y ambientales: 

Keuper:

En la Hoja 489 (Molina de Aragón) viene descrita la siguiente serie:

Tramo Inferior: De 6 a 10 metros de margas y arcillas verdosas, grises y rojas con bancos de areniscas y limos.

Tramo medio: de 10 a 15 metros de arcillas pardo verdosas con yesos negros y calcarenitas dolomíticas pardas.

Tramo superior: de 70 a 100 metros formado por 20 metros de yesos rojos con cristales aciculares y margas rojas y encima arcillas rojas con yesos, jacintos y aragonitos.  

En Molina de Aragón se encuentra el LIG 118 (Yacimiento de Aragonito del Rio Gallo) localidad tipo de  esta variedad de carbonato cálcico. 

Figura nº 35: Afloramiento de margas abigarradas con evaporizas en el  LIG 118 de Molina de Aragón con la localidad-tipo del aragonito.

El Aragonito es un carbonato de formula CaCO₃de colores muy variados y brillo vítreo, generalmente translucido y de raya blanca. Cristaliza en el sistema ortorrómbico en un hábito columnar, tabular o acicular, siendo su dureza es de 3,5 a 4 y frágil. En la siguiente fotografía se pueden ver varios ejemplares de cristales individuales y de maclas la mayoría de esta zona. 

Figura nº 36: Conjunto de cristales y maclas de aragonito de la localidad tipo. 

Estos terrenos se han datado como de edad Karniense-Norienseen base a su contenido palinológico y por su situación estratigráfica.

JURASICO:

Figura nº 37: La Formación Imón en Gestalgar (Valencia)

El ciclo triásico finaliza con una transgresión marina y el deposito de formaciones carbonatadas. Este transito no es brusco sino que se realiza a través de una unidad antes conocida son “suprakeuper” o “infralias” y actualmente definida como Formación Dolomías tableadas de Imón constituida por dolomías cristalinas bien estratificadas despostadas en un ambiente de plataforma submareal somera que puede evolucionan a ambientes intermareales a supramareales. Su edad seria todavía Triásico Superior (Noriense-Rhaetiense). En la zona de Molina de Aragón esta formación se ha dividido en un tramo basal de 4 m de espesor formada por calizas arcillosas amarillentas con cuarzos bipiramidados (Unidad de Transición de GOY) sobre el que reposan de 15 a 20 metros de dolomías grises bien estratificadas (tableadas).

Sobre esta Unidad y mediante un nivel margoso de 4 a 5 m de espesor se sitúa la Formación Carniolas de Cortes de Tajuña constituida por carniolas y dolomías blanquecinas.  

FORMAS DEL RELIEVE:

Figura nº 38: La Hoz del Gallo desde el Mirador.

Si algo caracteriza a los Geoparques españoles es la gran diversidad de formas geomorfológicas que presentan. En este caso las formas se diferencian de las que existen en otros geoparques (Ciudad Encantada, Torcal de Antequera,...) en que las formas están generadas en litologías detrítico-clásticas (conglomerados y areniscas principalmente) y en una serie estratigráfica predominantemente roja lo que da lugar a un paisaje muy característico, algo parecido a los de la Sierra del Espadan en Castellón. 

La forma mas famosa del Geoparque se encuentra en el termino municipal de Corduente, en el Barranco de la Hoz y se la conoce como El Huso. Se trata de una columna vertical de considerable altura que destaca en la ladera del barranco. La columna esta formada por conglomerados de la Formación Conglomerados de la Hoz del Gallo y si nos acercamos  su base confirmamos que esta formada por pudingas con algunos niveles de areniscas con cantos. En la siguiente figura se adjunta una fotografía de esta famosa estructura:

Figura nº 39: El Huso pináculo tallado en los Conglomerados de la Hoz del Gallo. 

La formación de torres talladas en areniscas por la combinación de los efectos de la estratificación horizontal y una facturación vertical abierta es muy típica por toda la zona destacando las zonas de el Barranco de La Hoz, la zona de Chequilla y la Sierra de Caldereros con el inexpugnable Castillo de Zafra situado sobre uno de estos torreones areniscosos:

Figura nº 40: Torre del Castillo de Zafra sobre un farallón de areniscas rojas

Son frecuentes la formas de erosión eólica, los conocidos “taffonis” desarrollados en cualquier niveles areniscosos de cualquiera de las formaciones pérmicas o triásicas:

Figura nº 41: Taffoni desarrollados en areniscas rojas con laminaciones cruzadas. 

En los distintos barrancos hay frecuentes ejemplos de acumulaciones de tobas que llegan a formar verdaderos “edificios”. Algunas que están asociadas a manantiales están todavía activas, otras en cambio ya no están activas al secarse las surgencias que las hicieron formarse y crecer. En la fotografía de la derecha se puede ver uno de estos "edificios" que se localiza en el cauce del Río Tajo en el termino municipal de Poveda. 

Naturalmente hay otras muchas estructuras geológicas y geomorfológicas en el Geoparque, pero es imposible referirse a todas sin extenderse demasiado.

Ademas hay muchos otros lugares a los que por falta de tiempo no he podido acceder  y que habrá que dejar para una posterior visita.

COMPARATIVA DEL PERMOTRIAS DEL GEOPARQUE DE MOLINA CON OTRAS ZONAS.

En algunas de las entradas anteriores en este blog he hablado y descrito el Pérmotrias en otros lugares de España concretamente en Valencia y en Asturias.

El Permotrias de Levante (Valencia-Castellon) es una continuación geológica de este del Geoparque de Molina con algunas diferencias sobre todo en el Pérmico Inferior que apenas existe en Levante y en el Muschelkalk y el Keuper  que están mas desarrollados. El Buntsandtein se presenta en facies similares con un mayor desarrollo de las cuarcitas (Formacion Cañizar) en Levante.  

El Permotrías de Asturias es muy similar al de la Cordillera Ibérica, así en Asturias  se definen las siguientes formaciones litoestratigráficas: Formación Sotres, Formación Cabranes, Formación Caravia y Formación Fuentes que son perfectamente correlacionables con las descritas anteriormente como se puede ver en el siguiente cuadro. Por el contrario el Muschelkalk no aparece como tal y el Keuper no presenta tanto desarrollo de las evaporitas, salvo en su parte superior, en el Tramo de Transición al Jurásico. 

En el siguiente cuadro intento realizar un boceto de las posibles correlaciones entre los depósitos permotriásicos de las tres zonas aunque habría mucho que discutir sobre este asunto. 

LA CUEVA DEL HIERRO:

En esta localidad se exploto desde muy antiguo (siglo VI a.C.) y hasta época reciente (mediados de los 70) un famoso yacimiento de hierro del que se extrajeron grandes cantidades de mineral, principalmente limolita, oligisto y siderita esta última muy apreciada en la antigüedad. 

En la fotografía de la siguiente imagen se puede ver la entrada a la mina situada en el mismo pueblo de Cueva del Hierro (Cuenca).

Figura nº 44: Entrada a la Mina de la Cueva del Hierro.

El mineral se localiza en la discordancia entre el paleozoico, concretamente las cuarcitas blancas del Ordovícico (Cuarcita Armoricana) y las dolomías del Muschelkalk (Capas Dolomíticas) tal como se puede ver en la siguiente fotografía donde la discordancia entre el las cuarcitas paleozoicas y las dolomías mesozoicas esta completamente mineralizada. Es de notar que en esta zona y debido a la presencia del Umbral de La Cueva del Hierro esta completamente ausente del Buntsandtein, que en localidades muy próximas tiene varios centenares de metros de espesor.

Figura nº 45: Galeria de la Mina con un filon de mineral de Fe en la discordancia entre el Ordovicico y el Muschelkalk. 

En las dolomías la mineralización arma en forma de bolsadas irregulares que fueron el objetivo de la minería antigua (iberos, romanos, árabes y en la Edad Media) por su facilidad de extracción, mientras que en las cuarcitas, mucho mas duras, la mineralización se presenta en vetas y filones y no fue explotada hasta la Edad Moderna cuando se generalizo el uso de explosivos y los métodos mas modernos de extracción como las vagonetas mineras, como la  que se puede ver en la siguiente fotografía en esta mina:   

Figura nº 46: Vagoneta minera en el interior de la mina de la Cueva del Hierro. Estos medios mecánicos solo se
utilizaron en épocas muy recientes. Los romanos empleaban exclusivamente el trabajo de exclavos.  

Los dos minerales mas abundantes y buscados en este yacimiento son:

Figura nº 46: Mineral de la Mina de la Cueva del Hierro

La siderita es un carbonato de hierro de formula FeCO₃de color muy variable (de pardo oscuro a amarillento) de brillo vítreo. Su contenido en Fe es del 48%. Su origen puede ser hidrotermal de baja temperatura (100-300º) encontrándose en filones. 

El otro mineral abundante en este yacimiento es el oligisto que por el contrario es un óxido de hierro de formula Fe₂O₃que cristaliza en el sistema hexagonal y puede presentarse de diferentes formas. En la Cueva del Hierro este mineral aparece como un agregado de aspecto terroso muy poco consistente de pequeñísimos cristales rómbicos. Se color es rojo muy oscuro y presenta alteraciones a limonita en forma de concreciones.

Figura nº 47: Fotografía de la muestra de mineral de la figura anterior con 30 aumentos. De puede ver el aspecto terroso del mineral y numerosos cristales muy pequeños de oligisto y siderita.

La limonita, también muy abundante, se presenta como un producto de la alteración de los anteriores.

Los romanos explotaron la mina mediante el método de pilares y  cámaras extrayendo preferentemente la siderita que pese a su menos contenido en Fe, tiene una siderurgia mucho mas fácil que la limonita y el oligisto en parte debido a la ausencia de elementos indeseables como el fosforo y el azufre y  en parte a la presencia de elementos como el manganeso que mejoran la calidad del acero obtenido haciéndolo muy útil para la fabricación de armas y utensilios. Naturalmente esto no lo sabían los romanos, solo conocían que la siderita era mas fácil de extraer y que el hierro obtenido de este mineral era de mejor calidad que el obtenido de otras menas del Fe (limonita, oligisto, etc...) desconocían que, por la composición de la siderita, en realidad estaban obteniendo acero, mucho antes de que utilización del carbón en el proceso siderúrgico.      

Figura nº 48: Masa de mineral de hierro (oligisto y siderita) de un nivel de explotación romana.

En la Cueva del Hierro el mineral aparece en pequeños filones entrecruzados en las cuarcitas  paleozoicas y en grandes bolsadas en las dolomías triásicas y geológicamente en la terminación periclinal del Anticlinal de la Cueva del Hierrouna estructura de núcleo paleozoico (Ordovícico) y flancos mesozoicos (Muscheskalk, Jurásico,...). El Paleozoico se presenta fuertemente tectonizado, muy plegado y fracturado y a través de algunas de las fracturas se habría producido el flujo hidrotermal que aporto los fluidos mineralizantes, fluidos que al alcanzar la discordancia formaron un filón y produjeron un fuerte reemplazamiento metasomático en las dolomías dando lugar a las bolsadas de mineral que fueron beneficiadas por numerosas civilizaciones (ver fotografía nº 48). 

Figura nº 49: Filones de hierro (oligisto) en las cuarcitas ordovicicas (F. Barrios de Luna) no pudieron ser explotadas hasta épocas modernas cuando se generalizo el uso de explosivos en la minería.

Las dolomías además de la mineralización presentan un notable desarrollo de la karstificación que facilito la explotación del yacimiento desde épocas muy tempranas (siglo VI a.C. o antes en épocas prehistóricas) y destaca la presencia de una pileta kárstica que debió de surtir de agua a los mineros.

Figura nº 50: Pileta de agua formada a los pies de una cascada karstica.
El color negro es debido a la abundante presencia de manganeso.