Una de las zonas mas interesantes geológica y paisajísticamente de la Comunidad Valenciana es sin duda la Sierra del Espadán. Es una zona muy agreste, continuación geológica del Alto Tajo, donde podremos observar bastante bien expuestas las rocas más antiguas de esta parte oriental de la Cordillera Ibérica y además una serie de estructuras tectónicas muy interesantes cuyo origen y significado aun esta en discusión hoy en día.
Como se trata de una zona tan amplia en esta entrada esbozare la geología de la zona interna de la Sierra en el sector comprendido entre las poblaciones de Chovar y Eslida describiendo las formaciones litoestratigráficas presentes y las principales estructuras tectónicas. Antes de entrar en materia hare un introducción mas general de la zona a describir:
GEOLOGIA REGIONAL:
La zona que se va a describir se encuentra dentro del Parque Natural de la Sierra del Espadán que es el mayor espacio natural protegido de la Provincia de Castellón. Su declaración como Parque Natural es del año 1998 y su extensión de 31.182 Ha y esta constituido por un macizo montañoso de 60 km de longitud con elevaciones próximas a los 1.000 msnm que separa las cuencas hidrográficas de los ríos Mijares al NE y del Palancia al SW y se extiende por las comarcas del Alto Mijares, del Alto Palancia y de la Plana Baixa. En total el Parque abarca 19 municipios castellonenses de los que 11 tienen todo su termino municipal dentro del Parque. En la siguiente figura se puede el mapa geográfico del Parque (Terrasit):
 |
| Figura nº 1: Mapa del Parque Natural de la Sierra del Espadán (limites y principales vías de comunicación). |
El paisaje típico del Parque Natural esta constituido por escarpados crestones, largos y estrechos, que están separados por profundos barrancos y lomas mas o menos redondeadas. Las principales alineaciones montañosas llegan a situarse muy cerca del mar por lo que tenemos cotas de altura muy considerable (700–1000 metros) a poca distancia del Mediterráneo. Todo el Parque esta cubierto de una vegetación bastante densa con del desarrollo de algunas de las importantes masas boscosas de toda la Comunidad Valenciana.
La red fluvial esta formada por barrancos de mayor o menor entidad que drenan hacia las dos principales corrientes fluviales (ríos Palancia y Mijares) situadas a ambos lados de la Sierra.
 |
| Figura nº 2: Mapa de relieves de la Sierra del Espadan (Terrasit) |
El abrupto relieve y la marcada orientación NW-SE de las Sierras y principales ríos ocasionan un efecto barrera que hace que los vientos húmedos de procedencia marina penetren profundamente en la Sierra generándose una zona con una humedad relativa mas alta que en otros lugares próximos lo que permite el desarrollo de una densa vegetación.
Geológicamente la Sierra del Espadán se encuadra dentro de la Cordillera Ibérica occidental y mas concretamente en su zona sudoriental también conocido como Sector Levantino. En la siguiente figura se puede ver el croquis clásico de la Cordillera Ibérica (Vera 2004) donde se ha remarcado de color rojo la situación de la Sierra. En este croquis ya se puede intuir como la alineación NW-SW el la mas importante de toda la Cordillera.
 |
| Figura nº 3: Situación de la Sierra del Espadán (recuadro rojo) en el contacto de la Cordillera Ibérica (Vera 2004) |
La Sierra del Espadán es el lugar en donde afloran los terrenos mas antiguos de la Provincia de Castellón con materiales que abarcan desde el Paleozoico Inferior (Ordovícico y Silúrico) al Triásico quedando los materiales mas modernos relegados a los bordes de la Sierra tal como se puede ver en el mapa geológico del Parque de la siguiente figura:
 |
| Figura nº 4: Mapa Geológico del Parque Natural de la Sierra del Espadán (Fuente: Parque Natural del Espadán). |
El Paleozoico de la Sierra del Espadán se ha descrito en anteriores entradas en este mismo blog: El Paleozoico de Higueras-Pavias de Junio del 2016 y en Indicios minerales en el Paleozoico de la Sierra del Espadán de Agosto de 2013 por lo que no hablare mas de él.
No hablaré tampoco sobre los materiales del Muschelkalk, muy abundantes en la Sierra del Espadán, porque no afloran en la zona que vamos a ver y porque ya han sido descritos en este mismo blog en la entrada correspondiente a Mayo de 2017: Yacimientos de Sulfuros metálicos en Olocau (Valencia).
En esta entrada describiré detalladamente los materiales que conforman la serie Permotriásica en Facies Buntsandtein en el Anticlinal de Espadán así como las estructuras tectónicas que los afectan.
 |
| Figura nº 5: Ambito de la Hoja 640 del MAGNA. |
La practica totalidad de la Sierra del Espadán y de su Parque Natural están comprendidos dentro de la Hoja Nº 640 (SEGORBE) del MAGNA tal como se puede apreciar en la imagen de la figura de la derecha.
Según la memoria de esta Hoja en esta zona hay una estructura tectónica principal el Anticlinorio del Espadán formado por dos estructuras anticlinales entre las que se intercala un sinclinal roto por una falla inversa (pliegue-falla). En el núcleo de los anticlinales aflora el Pérmico y en los flancos el resto de las formaciones triásicas siendo su limite superior las dolomías del Muschelkalk.
ESTRATIGRAFIA:
En la zona interna del Anticlinal del Espadán (Chovar-Eslida) aparecen, de muro a techo, las siguientes formaciones o unidades litoestratigráficas que forman parte de la secuencia del Buntsandtein:
Formación limos y areniscas de Alcotas (l.a.A.).
Es la Unidad mas antigua que aflora en el Anticlinal del Espadán. Su localidad tipo se sitúa en Chelva en el Barranco de Alcotas pero aparece en todo el ámbito de la Cordillera Ibérica. Esta compuesta principalmente por lutitas limolíticas masivas o laminadas, de color rojo oscuro, granate, pardo, rosado y ocasionalmente verdes o grises, compuestas por cuarzo, caolinita e illita y con un alto contenido en micas moscovitas. Como estructuras sedimentarias aparecen laminaciones paralelas, ripples y frecuentemente grietas de desecación y marcas de deformaciones por carga. Intercaladas entre las lutitas limolíticas aparecen intercalaciones de areniscas y conglomerados, las primeras de colores rojos, blancas, amarillentas, rosadas o pardas con espesores métricos y constituidas por granos de cuarzo y feldespato (ortosa y plagioclasas), de tamaño medio a grueso con cemento silíceo y matriz arcillosa, presentan estratificaciones cruzadas planas y en surco y laminaciones paralelas, junto a ripples de corriente y frecuentes cantos blancos.
 |
| Figura nº 6: Aspecto de las areniscas y lutitas rojas de esta Formación en el Desierto de las palmas (Castellón). |
 |
| Figura nº 7: Lentejón de conglomerados siliceos. |
Los niveles conglomeráticos están formados por pudingas silíceas, clastosoportadas, con cantos de cuarcita de tamaño grueso a muy grueso (centil de 20 cm), redondeados. En el Desierto de las palmas (Benicasim) estos conglomerados aparecen como lentejones de conglomerados silíceos (pundingas) clastosoportados y cementados, compuestos por cantos de cuarcitas de colores claros, de tamaño fino a medio, subredondeados y subesféricos, con algunos cantos blancos de arcillitas o limolitas rojas dispersos. El muro es erosivo sobre las lutitas rojas oscuras apareciendo un nivel discontinuo de arcillas negras. La base del lentejón conglomerático esta formada por areniscas con cantos dispersos y laminación cruzada en surco. Los cantos más aplanados presentan imbricaciones y a techo del lentejón hay un estrato de areniscas con laminaciones planas paralelas.
Esta Unidad estratigráfica fue definida en esta zona de Castellón por Sopeña et al (1983) con la denominación de Formación lutitas y areniscas de Marines localidad en donde esta Unidad se sitúa discordante sobre el Paleozoico. Esta Unidad es correlacionable con otras definidas en la Cordillera Ibérica: a las Areniscas y lutitas del Desierto de Las Palmas (Obis 1973), a la Formación Limos y areniscas de Alcotas (López-Gómez, 1986) en el Sector Levantino, a la Formación Lutitas y areniscas del Tormón (Perez-Arlucea et al 1985) en la Rama Castellana y a la Formación Conglomerados y lutitas del Araviana (Arribas 1984) en la Rama Aragonesa.
La secuencia tipo de esta Unidad se ha definido en la Sierra Calderona, el corte tipo se localiza en el Barranco del Mas del Moro con un espesor de 325 metros. A muro presenta un nivel conglomerático basal de 7 metros de espesor que es seguido por un nivel de 6 metros de argilitas rojas y otro de 4,30 metros de areniscas con niveles de conglomerados en su base. El resto de la Formación esta compuesto por una alternancia de arenisca y lutitas hasta completar el mencionado espesor. Esta alternancia es cíclica y granodecreciente comenzando por areniscas, que en la base pueden llevar conglomerados, y terminando por arcillitas o limolitas. La facies correspondería a depósitos de llanuras aluviales surcadas por ríos, mas o menos sinuosos, con regímenes estacionales y grandes variaciones de caudales.
Los niveles lutíticos tienen espesores muy variables de 1 a 15 metros aunque los hay mayores (30 m) y están formados por arcillitas y limolitas generalmente rojizas aunque a veces pueden presentarse de color gris o verde. Su componente mineralógico mayoritario es la illita, a veces con moscovita. También contienen clorita, feldespato, cuarzo y hematites que les da su tonalidad rojiza. Algunos niveles presentan una marcada pizarrosidad.
 |
| Figura nº 8: Banco de areniscas con estratificación paralela. |
Las areniscas que aparecen intercaladas son cuarzoarenitas que aparecen formando bancos de 0,5 a 8 metros de espesor que pueden llegar a 16 de gran continuidad lateral y con estratificación generalmente planoparalela a veces cruzada tal como se puede apreciar en la fotografía de la figura de la derecha tomada en el Pico Bellota (Eslida). Están compuestas por grano de cuarzo monocristalino, a veces con sobrecrecimientos, y algunas laminas de mica y esquisto. La matriz es clorita y el cemento es cuarzo o hematites.
 |
| Figura nº 9: Areniscas bandeadas |
Frecuentemente las areniscas son blanquecinas y aparecen moteadas por pequeñas manchas rojizas circulares o elípticas generalmente milimétricas. También se encuentran con cierta frecuencia estructuras concéntricas de óxidos de Fe, los “anillos de Liessegan” y areniscas blancas con bandas irregulares de colores rojizos que les dan un aspecto muy peculiar
Como estructuras sedimentarias son frecuentes los ripples y la estratificación cruzada, así como una buena granoclasificación.
López-Gómez defino esta Unidad como Formación Limos y areniscas de Alcotas que en su localidad tipo (Alcotas; Valencia) se subdivide en tres unidades o tramos diferenciadas en base a la cantidad y tamaño de los cuerpos canalizados de granulometría mas gruesa (areniscas y pudingas) intercalados en las lutitas. Esta diferenciación disminuye de NW a SE siendo imposible realizarla en Chelva donde están ausentes las pudingas:
-Tramo A: con unos 40 metros de espesor esta formado por lutitas rojas con intercalaciones métricas (1-6 m) pudingas y areniscas de grano medio a grueso de poca continuidad lateral (120 m) más abundantes hacia el muro del tramo y disminuyendo de NW a SE. Las intercalaciones son de aspecto lenticular con la base erosiva y techo plano como se puede ver en la fotografía de la siguiente figura. En este tramo se distinguen varias asociaciones de facies formadas por cuerpos canalizados de geometría lenticular con estructuras como granoselección positiva y estratificaciones cruzadas planares o en surco, estos cuerpos pueden presentarse englobados en lutitas rojas o no. Todos estos materiales corresponden al relleno de canales fluviales que depositarían gravas en épocas de avenidas y arenas en épocas de flujos normales. El desbordamiento de estos canales principales daría lugar a canales secundarios que circularían por extensa llanura aluvial.
 |
| Figura nº 10: Lentejón de pudingas entre lutitas, limolitas y areniscas rojas (Desierto de las palmas; Benicasim) |
-Tramo B: con unos 50 metros de espesor esta formado por lutitas rojas masivas con intercalaciones de arenisca y ocasionalmente de pudingas en niveles métricos (1-5 m) con rápidos acuñamientos laterales y secuencias granodecrecientes. Aparecen estructuras de origen orgánico (bioturbaciones, raíces y pisadas de tetrápodos) así como abundantes restos vegetales (Ullmannia sp.) mal conservados. Se distinguen varias asociaciones de facies formadas por areniscas y conglomerados de geometría lenticular con base erosiva y estratificaciones cruzadas planares y en surco, ripples de corriente, laminaciones paralelas y bioturbaciones verticales y horizontales. Las lutitas presentan un aspecto masivo o con laminación paralela a veces con alineaciones de nódulos de carbonatos. La sedimentación se realizarían en canales fluviales de baja sinuosidad con carga arenosa y canales efímeros desarrollados sobre llanuras de inundación. También se desarrollarían canales fluviales de mayor sinuosidad.
 |
| Figura nº 11: Bancos de areniscas en la Formación Alcotas (Pico Bellota, Eslida) |
 |
| Figura nº 12: Ripples a techo de la Formación. |
-Tramo C: con unos 40 a 50 metros de espesor como la anterior formada por lutitas rojas de aspecto masivo, con ripples, laminaciones paralelas, bioturbaciones y nódulos de carbonato. Aparecen algunas intercalaciones de niveles métricos (1-2 m) de areniscas rojizas de geometría lenticular con granoselección positiva, estratificaciones cruzadas planas y ripples de corriente. Este tramo correspondería a depósitos de desbordamiento lateral de un canal fluvial intercalados con depósitos típicos de llanura de inundación.
Esta sucesión de tramos seria ocasionada por la reactivación de los abanicos aluviales distales en los que se deposito esta Formación a causa de procesos de retroceso de la cabecera de los mismos en sucesivas etapas de fracturación y reactivación de las fallas marginales que ocasionaban la reactivación de la sedimentación y la ampliación de la cuenca sedimentaria.
La columna detallada levantada por López-Gómez (1985) en el Barranco de Alcotas (Valencia) es la siguiente:
21,0 m. Conglomerados de cantos de cuarcita redondeados con un centil de 6 7 cm. Con estratificación cruzada planar y niveles de areniscas rojas con cantos de cuarcita y estratificación paralela o cruzada planar. A techo dominan las areniscas de varios colores y granos de cuarzo de tamaño medio con cantos de cuarcita. Presentan estratos de base erosiva con estratificación cruzada planar y de surco. Niveles con abundantes micas y bioturbación. A techo cantos blandos.
8.5 m. Limolitas masivas de color rojo, con laminaciones paralelas.(11)
9,0 m. Areniscas de color rosa-ocre de granos de cuarzo de tamaño medio redondeados y micas, el nivel se presenta en estratos métricos a submétricos de base erosiva y con cantos blandos. Presentan estratificación cruzada en surco.(22)
13,0 m. Limolitas de color rojo con micas. Laminaciones paralelas.(23)
9,0 m. Areniscas de color rosado, de grano de cuarzo medio, subredondeado con micas. El nivel se presenta en estratos métricos con base erosiva y arcillas y cantos blandos a techo y estratificación cruzada en surco.(30)
8.5 m. Limolitas rojas, masivas.(31)
8,2 m. Areniscas rosadas de granos de cuarzo de tamaño medio y abundantes micas, se presentan en estratos métricos con estratificación cruzada en surco y restos vegetales inclasificables.(38)
7,5 m. Limolitas rojas masivas.(39)
28,0 m. Alternancia de limolitas rojas masivas con areniscas rosadas con granos de cuarzo de tamaño medio con abundantes óxidos de Fe. Presenta estratificación cruzada en surco. (47)
4,0 m. Conglomerados de cantos de cuarcita subredondeados con un centil de 9 cm. Con estratificación cruzada planar. (48)
28,0 m. Alternancia de limolitas rojas con areniscas rosadas con granos de Q subredondeados de tamaño medio con estratificación cruzada en surco y cantos blandos de limolitas.(53)
8.2 m. Areniscas de grano de Q de tamaño medio, de color pardo-rasado, con estratificación cruzada planar de bajo ángulo y en surco. Cantos blancos de limolita y ripples de corriente. (61)
6,0 m. Limolitas rojas con un nivel de areniscas rojas. (65)
11,0 m. Areniscas rosadas con tamaño de grano medio a fino, en bancos métricos con estratificación cruzada planar. (71)
36,0 m. Alternancia de limolitas rojas con areniscas rosadas con estratificación cruzada planar. (79)
33,0 m. Areniscas rojas y rosadas en bancos de 2 metros de espesor
92,0 m. Areniscas rojas con granos de cuarzo y feldespatos de tamaño medio a grueso, con intestratos de arcillas rojas de pocos centímetros de espesor. Presentan estratificación planar y en surco. (122)
7.5 m. Areniscas de color ocre con granos de cuarzo gruesos, abundantes óxidos e hidróxidos de Fe y cemento carbonatado a techo.
A techo aparecen dolomías arenosas de color ocre–gris con abundantes óxidos e hidróxidos de Fe formando un nivel endurecido que representaría un hiato en la sedimentación.
 |
| Figura nº 13: Columna litológica de la Formación limos y areniscas de Alcotas (López-Gómez). |
 |
| Figura nº 14: Límite P-T en La Rodana (Villamarchante) |
Su limite inferior puede ser concordante sobre los Conglomerados de Boniches o discordante cuando se sitúa directamente sobre el Paleozoico. En esta zona los Conglomerados de Boniches no aparecen posiblemente por no sedimentación pues en Marines en la vecina Sierra Calderona están representados por un nivel de poco mas de un par de metros de espesor de microclonglomerados con cemento muy ferruginoso. Su limite superior es concordante y neto con las Areniscas del Cañizar. En el Anticlinal de la Rodana este limite viene marcado por un delgado nivel de areniscas microconglomeráticas con cemento ferruginoso (ver figura 15).
 |
| Figura nº 15: Limite P-T en el Pico Bellota (Eslida) |
En el Pico Bellota este contacto es neto y viene marcado por la aparición de bancos de areniscas cuarcíticas de colores claros y laminaciones cruzadas situados erosivamente sobre un nivel de lutitas y limolitas rojas muy alteradas y con mucho hierro (hard ground) tal como se puede ver en la fotografía de la figura de la derecha.
El espesor de la Formación presenta grandes variaciones disminuyendo hacia el NW, siendo de 168 metros en el corte tipo. En el Puerto de Eslida la Formación alcanza un espesor de casi 400 metros medidos sobre ortofoto y en la cartografía digital, es posible que la presencia de algunos replegamientos, que se están investigando, falseen esta medición. Estos depósitos yacen concordantes sobre la formación anterior y cierran una primera megasecuencia aluvial con se deposito en un lapso de 8 a 10 millones de años.
Esta datada como de edad Thuringiense tardío (Pérmico) por la presencia de microflora (polen y esporas) con especies comoLycospora ovata, Vesicaspora,Lueckisporites virkkiae, Nuskoisporites duthuntii, Protohaploxipinus sevardi, Paravesicaspora splendens, Falcisporites zapfei, Platysaccus papillionae, Converrucosisporites eggeri, Klauspollenites schaubergerrii y Protohaploxipinus sp. encontrados en lutitas grises y macrofloras (Ullmannia), así como esporádicas icnitas de tetrápodos.
Esta flora llega a desaparecer completamente hacia la parte alta de la Formación y hay autores que consideran que esta ausencia de flora en la parte media - superior de la Formación solo puede explicarse por causas externas a la cuenca sedimentaría. Esta causa seria el efecto invernadero y la lluvia ácida producida por la emisión de aerosoles tóxicos (óxidos de azufre y CO2) procedentes de la erupción de Emeishan, un LIP de tamaño moderado del SE de China. La parte media – superior de esta formación puede ser coetánea del emplazamiento de los basaltos de Emeishan cuya fase principal de erupción esta datada en 259+-3 m.A. Los basaltos de Emeishan son más antiguos que el limite Pérmico – Triásico (P/T) datado en la sección tipo de Meishan y pueden ser relacionados con la crisis biológica del Guadalupiense.
 |
| Figura nº 16: Pequeño carbonero a muro de un peleocanal. |
En el Desierto de las palmas (Benicasim) y a muro de un canal de areniscas conglomeráticas, aparece un nivel de arcillas negras carbonosas y una posible bioturbación tal como se puede ver en la fotografia de la figura nº 17 a la
Las paleocorrientes indican un sentido del flujo de NW a SE, salvo en Chelva donde marcan un sentido N-S. La Formación es interpretada como un deposito de cauces fluviales entrelazados de vida corta que sufrieron muchos eventos de sedimentación mediante barras transversales y linguoides y erosión con generación de numerosas cicatrices erosivas y de depósitos fluviales no canalizados y lacustres. Los canales fluviales van migrando y rellenándose lateralmente y siendo cubiertos por depósitos lutíticos de llanura de inundación y lagos poco profundos dando a esta Formación su aspecto característico.
 |
| Figura nº 17: Capa de areniscas ferruginosas. |
Entre Chovar y Eslida hay una buena exposición de esta Unidad en la carretera de acceso al repetidor de TV del Monte Bellota. En este lugar aparecen lutitas y limolitas rojas muy oscuras (granates), micáceas, de aspecto pizarroso con intercalaciones de bancos de areniscas blancas y rojas de espesor muy variable (0,5 – 5 metros). Estas areniscas son grano medio a grueso se presentan en niveles de gran extensión lateral, con estratificación submétrica (0,1 a 0,5 m) con laminaciones paralelas y cruzadas y los contactos con las lutitas rojas son netos. En algunos casos como en el del nivel de la siguiente fotografía, las areniscas son muy ferruginosas.
Hacia el muro la formación esta muy tapada y parecen disminuir las intercalaciones areniscosas a la vez que las lutitas tienen un aspecto mas arcilloso con superficies satinadas. Sobre esta Formación se sitúan mediante un contacto neto las areniscas de la Formación Cañizar tal como se ha descrito anteriormente.
Toda la Formación se presenta muy deformada con una intensa diaclasación subvertical a la estratificación, con esquistosidades muy groseras y repliegues muy apretados. Como ya he mencionado no se puede establecer el espesor de la Formación porque no llega aflorar la unidad inferior y puede estar replegada, pero supera ampliamente los 300 metros.
Formación Areniscas del Cañizar:
Se trata de una Unidad litoestratigrafica muy característica del Buntsandtein de la Sierra del Espadán y de toda la Cordillera Ibérica y marca el inicio del ciclo Mesozoico después de la sedimentación del ciclo Pérmico. A esta litología cuarcítica de colores blanco, rojo y rosa se la conoce como “rodeno” en amplias zonas de la Península Ibérica y esta formada por un conjunto muy homogéneo de areniscas (arcosas, sublitarenitas o cuarzoarenitas) muy cementadas (sílice o hierro) y de grano grueso a medio con algunas micas (moscovita) y algún nivel de lutitas rojas en la parte media y alta de la Formación. En muro de la formación puede aparecer un nivel basal de pudingas: la Unidad Valdemeca. Su espesor varia entre los 80 y los 170 metros con una media de 100 a 130 metros, aunque en Eslida es ligeramente superior (185 metros) y se la ha llegado a dividir en 6 subunidades que abarcan cada una de ellas un periodo temporal de 104 a 105 años. Estas subunidades se pueden seguir lateralmente durante cientos de kilómetros y están separadas por discontinuidades mayores (López-Gómez, 2012).
En la siguiente figura se puede ver una fotografía de la Formación Cañizar en la Peña de El Castellet (Chovar) se indica alguna las siete superficies de límites principales (MBS) definidas para esta Formación. No puede apreciar la discordancia con los sedimentos del Pérmico de la Formación Alcotas porque no llegan a aflorar. Las superficies limites MBS-4 y MBS-5 están representadas por un cambio morfológico en el afloramiento y en algunos sitios por una leve disconformidad y generalmente se distinguen por favorecer la existencia de escalones vegetados.
 |
| Figura nº 18: Las Areniscas del Cañizar en El Castellet (Chovar) se pueden ver las principales MBS. |
A su vez estas subunidades están divididas en tramos de 5 a 6 metros formados por secuencias de escala métrica granodecrecientes y de base erosiva con abundantes estructuras de corriente como estratificaciones cruzadas en surco y planas, laminaciones paralelas y ripples.
 |
| Figura nº 19: Hard ground en el contacto P/T |
Esta Unidad fue definida en la Sierra Calderona (Monte Garbí en Estivella) como Formación Areniscas del Garbí (Sopeña et al. 1983). En la localidad tipo tiene 133 metros de espesor y aflora en posición subhorizontal constituyendo un abrupto resalte montañoso muy próximo al mar. Sus equivalentes laterales en la Cordillera Ibérica son la Formación Areniscas de Villafames (Obis et al 1973) en Castellón, la Formación Areniscas del Cañizar (López-Gómez, 1986) en el Sector Levantino y la Formación Rillo de Gallo (Pérez-Arlucea, 1985) para la Rama Castellana y la Formación Areniscas de Tierga (Arribas 1984) en la Rama Aragonesa.
 |
| Figura nº 20: Columna litológica de la Formacion Cañizar (López-Gómez) |
En el corte tipo del Garbí la Formación esta compuesta por areniscas con alguna intercalación esporádica de lutitas rojas y un nivel de conglomerados que puede alcanzar varios metros de potencia o casi ni aparecer. Sobre este nivel basal conglomerático se desarrolla la siguiente secuencia:
-68 metros de areniscas rojas con laminaciones y estratificaciones cruzadas y cantos blandos aplastados de lutitas rojas. Como estructuras sedimentarias dominantes aparecen los cosets de estratificaciones cruzadas gruesas separados por planos de estratificación horizontales y continuos y a menor escala los ripples de corriente, laminación flaser, “herring bone” y las laminaciones paralelas.
-21 metros de areniscas blanco grisáceas con estratificación plana que resaltan mucho en los relieves.
-32 metros de arenisca rojas similares a las del primer tramo.
-9 metros de areniscas blanco-grisáceas.
La serie culmina con 2,5 metros de estratos delgados de areniscas rojizas limonitizadas muy micáceas. En la siguiente fotografía se puede ver el aspecto de estas formación en el Monte Garbí se pueden observar las plataformas que corresponden a los MSB 5, 6 y 7:
 |
| Figura nº 21: Perfil de la Formacion Cañizar en el Monte Garbí (Serra; Valencia) |
El contacto con la Unidad superior (Limos y areniscas de Eslida) es neto y viene marcado por la aparición de limolitas rojas y una superficie o "hard ground" enriquecido en hierro y manganeso.
 |
| Figura nº 22: Contacto entre las formaciones Cañizar y Eslida en el Monte Los Sejas (Eslida). |
Mineralógicamente estas areniscas corresponden a cuarzoarenitas con mas de 70% de contenido en cuarzo monocristalino, tanto en los granos como en el cemento. Este aumento en el contenido en cuarzo de las areniscas es consecuencia de la mayor madurez del sedimento como consecuencia de una mayor lejanía del área madre. La matriz es clorita procedente de la alteración de micas biotitas. El cemento esta formado por cuarzo de sobrecrecimiento con óxidos de Fe procedentes de la alteración de la biotita.
 |
| Figura nº 23: Capas de carbón dentro de las areniscas. |
En el Barranco de Alcoras aparecen niveles de carbón (hulla) en forma de capas muy delgadas (centimétricas) dentro de las areniscas en este caso de color amarillento por la presencia de azufre o en los interestratos.
Se trata de una Unidad litoestratigráfica muy homogénea tanto en su litología como en sus estructuras sedimentarias que se extiende por la practica totalidad de la Cordillera Ibérica. Algunos autores consideran que la formación se deposito en un medio fluvial de tipo braided con canales trenzados y barras arenosas anastomosadas con gran movilidad lateral que drenarían hacia el SE en un régimen torrencial con episodios intensos. Otros investigadores consideran que se deposito en un ambiente intermareal debido a la presencia de laminaciones cruzadas bidireccionales (herring bone) tal como se pueden ver en el camino de subida al Castillo de Olocau.
 |
| Figura nº 24: Estratificaciones cruzadas en la Formación Areniscas del Cañizar (Puerto del Espadán) |
Según López-Gómez et al (2012) la disposición estratigráfica y las facies de la Formación determinan un origen fluvial con niveles eólicos esporádicos en las zonas occidental y central y un origen mixto eólico y fluvial en la zona oriental de los de la Cadena Ibérica cerca Mediterráneo. Esta diferencia de orígenes permite el reconocimiento del Alto de Ateca-Montalbán como una barrera topográfica que separa la zona dominada por la sedimentación eólica al Norte y al Este de la zona dominada principalmente por la sedimentación fluvial del sur. La presencia de pequeñas capas de carbón en el Barranco de Alcotas también serian un indicador de sedimentación en un ambiente continental.
El espesor de esta Unidad es bastante constante y no suele rebasar los 130 metros. Castillo (1980) da para esta Formación un espesor de 90 metros medidos en la carretera de Chovar a Eslida. En la zona del Barranco del Ajuez (El Salto del Agua) el espesor es superior a los 100 metros y próximo a los 150 metros en Tarraguán. López-Gómez et al (2012) hace la siguiente correlación sobre espesores de esta Formación medidos en diferentes lugares observándose diferencias que serian debidas a una tectónica de bloques:
 |
| Figura nº 25: Espesores, subdivisión y correlaciones de la Formación Areniscas del Cañizar en distintos lugares. |
 |
| Figura nº 26: Laminaciones cruzadas en la F. Cañizar |
Según estos autores las secciones estudiadas se dividen en tres sectores: occidental, central y oriental. De A a F representan las seis subunidades formales (miembros) de la Formación Cañizar con sus principales superficies de separación (ver figura nº 18). En la figura anterior se indica si los sedimentos son fluviales o eólicos y están representadas por los diferentes colores. Las paleocorrientes fluviales, también representadas, indican una dirección principal al E y SE, aunque también se registran algunas lecturas de NE. Los Paleovientos indican principalmente una dirección de S a W.
Durante la sedimentación de la Formación Cañizar en el Triásico temprano, las condiciones ambientales eran húmedas y los sistemas fluviales fluían hacia el mar a veces interrumpidos por campos de dunas eólicas. Pero al comienzo del Anisiense las condiciones ambientales cambiaron alternando periodos húmedos y secos y las plantas y los animales empezaron a colonizar esta medio continental y las condiciones de sedimentación cambiaron depositándose la siguiente Unidad.
 |
| Figura nº 27: Moldes de pequeños cristales (halita?) |
Según López-Gómez et al (2012) el clima era semiárido con al menos dos periodos áridos acaecidos en el Smithiense medio-superior hasta el Spathiense medio, afectando principalmente a las subunidades B, C y D, y uno corto en la parte alta de la subunidad E durante la transición del Spathiense al Anisiense. En la siguiente figura se pueden ver moldes de cristales posiblemente de halita en una superficie de estratificación del las cuarcitas de La Rodana.
Estos periodos áridos están intercalados con dos períodos más húmedos, en la parte superior de la unidad, afectando a los miembros E y F y acaecidos durante el final de Spathiense y al principio de Anisiense. El intervalo árido del Smithiense medio a superior al Spathiense medio contrasta con un intervalo más húmedo en Norte y Centro de Europa.
Se ha encontrado una asociaciones de polenes 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 (López-Gómez & Arche 1988):
La Formación esta compuesta por lutitas de color rojo y tonalidades vinosas con intercalaciones métricas de areniscas también rojizas, rosáceas o blancas generalmente muy micáceas (moscovita). Las lutitas son masivas pudiendo presentar bioturbaciones y desarrollos edáficos y las areniscas con litarenitas con cemento silíceo que se presentan en estratos de base plana y amplio desarrollo lateral con desarrollo de las estructuras de corriente: laminaciones cruzadas planas y en surco, ripples y laminación paralela.
En Eslida la Formación se ha dividido en tres unidades que se muro a techo son:
- Unidad Inferior; compuesta por litutas rojas de aspecto pizarroso con areniscas.
- Unidad Intermedia; formada por dos tramos de areniscas rojizas, rosadas y blancas de grano medio en estratos métricos con laminaciones cruzadas. Los dos tramos están separados por un nivel de lutitas rojas. Estas dos unidades corresponderían al Miembro Lutitas y areniscas de Serra de Garay.
- Unidad Superior: formada por lutitas muy compactadas y areniscas rojas en niveles alternos de 10 a 15 metros. Los últimos 70 metros de la Unidad están formados por lutitas y limolitas rojas con finas intercalaciones de areniscas de grano muy fino (Miembro Porta Coeli de Garay, 2000).
El contacto con la Formación Areniscas del Cañizar (Areniscas del Garbí) es transicional pero neto, marcado por la repentina aparición de las lutitas. Algunos investigadores admiten la existencia de un hard ground con hierro y manganeso entre ambas formaciones. A techo de esta Formación puede aparecer la Formación Marines (Facies Rot) o directamente las Dolomías de Landete del Muschelkalk.
 |
| Figura nº 28: La Formación limos y areniscas de Eslida en su localidad tipo (Ortofoto de Google). |
Garay define entre las areniscas del Triásico Inferior y las dolomías del Muschelkalk una Unidad hetelolítica con predominio lutítico que denominó Formación lutitas y areniscas de Serra (Garay 2000) que seria equivalente a las Areniscas de Rillo (Pérez-Arlucea et al 1985) a los Limos y areniscas abigarrados de Torete (Ramos 1979) en la Rama Castellana, a las Lutitas de Carcajejos y Areniscas y lutitas de Rané (Arribas 1984) en la rama Aragonesa y al Complejo lutítico- carbonatado superior (Obis et al 1973) en Villafames.
Sin lugar a dudas el lugar donde esta mas desarrollada esta Formación es en la Sierra del Espadán y en la Sierra Calderona desapareciendo lateralmente de forma rápida. Su columna tipo se ha levantado en el Plá de Les Lomes (Serra) y es la de la siguiente figura:
 |
| Figura nº 29: Columna de la Formación Lutitas y areniscas de Serra. |
El aspecto general de la formación es una alternancia de lutitas y areniscas rojizas con la siguiente disposición de muro a techo:
 |
| Figura nº 30: Impresiones de troncos (Chovar) |
Tramo de 60 a 95 metros de espesor formado por argilitas y limolitas rojas con intercalaciones de areniscas (cuarzoarenitas) de hasta 6 metros de espesor. Ocasionalmente tanto las lutitas como las areniscas presentan restos vegetales y mud crack.
Tramo de 15 a 30 metros de areniscas rojizas con algunas intercalaciones de lutitas. Presentan granoclasificación, estratificaciones cruzadas, ripples, cantos blandos y niveles micáceos. Se trata de subarcosas con mas de un 30% de feldespato potásico y también micas. La matriz es clorítica y el cemento de oxidos de Fe y cuarzo. Se han encontrado restos de vegetales (principalmente leñosos) determinados como equisetites tal como se puede ver en la siguiente fotografía.
 |
| Figura nº 31: Ripples en areniscas rojas. |
Tramo de argilitas rojas con algunas intercalaciones areniscosas delgadas en la base. Su espesor es de 30 metros. Las areniscas son litoarenitas con cuarzo y micas, cemento de hematites y matriz clorítica.
La sedimentación se realizo en un medio fluvial distal con canales de tipo entrelazado (braided) que van surcando amplias llanuras de inundación con sedimentación lacustre y un gran desarrollo de suelos y puntualmente campos de dunas eólicas. La dirección de las paleocorrientes es hacia SE y el Sur.
Como se puede ver ambas descripciones litoestratigráficas son coincidentes subdividiendo la Unidad en tres partes (miembros, tramos o subunidades) caracterizados porque la parte central es muchos mas areniscosa que las inferior y superior tal como se puede ver la ortofoto donde se observa que la formación tiende a formar un crestón de rocas mas resistentes con dos depresiones (rocas mas blandas) a ambos lados.
Santos-Cubedo et al (Geogaceta 2014) en su estudio sobre las icnitas de tetrápodos de Bejis describen en la Unidad lutitas y areniscas de Serra, equivalente a esta Formación, dos tipos de facies: una facies de areniscas rojas formada por cuerpos de areniscas canalizadas de colores rojos, rosados o blancas con base erosiva cóncava y techo plano transicional que pasa a limolitas y arcillas. La litología dominante son arcosas líticas micáceas de grano grueso a medio con estratificación cruzada cóncava o sigmoidal en tramos de 0,4 a 2 metros de potencia que pueden acumularse hasta formar cuerpos mayores de 6 a 15 metros de espesor con estratos areniscosos separados por superficies de erosión marcadas por cantos blandos o brechas. Estos cuerpos de areniscas amalgamadas presentan continuidad regional (Tramo de Areniscas de Garay) . Esta facies corresponde a una sedimentación en una llanura fluvial arenosa con canales tipo braided que pueden tener un flujo alto.
 |
| Figura nº 32 Impresión de un tronco y huella de un tetrápodo (reptil) en Bejis (Castellón) |
La otra facies descrita en este articulo estaría formada por intercalaciones de limolitas y areniscas rojas y formada por un conjunto de capas tabulares de areniscas y limolitas rojas de poco espesor (0,10 a 0,40 mts). Las areniscas son de grano grueso a medio, micáceas, con base neta y techo transaccional y presentan granoselección decreciente siendo masivas en la base, laminadas en su parte media y con ripples y bioturbaciones a techo. En las superficies de estratificación de estas capas es donde aparecen las impresiones de macrófitos. Pueden aparecer capas de 0,30 a 0,70 metros de limolitas y argilitas cementadas por carbonatos con bioturbación por raíces y agrupaciones de nódulos de carbonatos. Estos depósitos están interrelacionados con los canales areniscosos de la facies de areniscas rojas constituyendo secuencias grano y estratodecrecientes hacia el techo y también lateralmente. Esta facies correspondería a un medio expuesto a periodos de inundación y otros de exposición subaérea en el que las areniscas se interpretan como lóbulos de derrame en un ámbito de llanura de inundación.
 |
| Figura nº 33: Paleocanal en areniscas rojas de la Formacion limos y areniscas de Eslida en Marines (Valencia). |
 |
| Figura nº 34: Bioturbaciones (Aín). |
En Eslida hay una buena exposición de esta Formación en la carretera de Chovar donde hay una serie continua y verticalizada. El muro lo constituyen las Areniscas del Cañizar (Areniscas del Garbí) formadas por bancos muy potentes de areniscas cuarcíticas blancas con estratificaciones cruzadas de gran escala. Sobre ellas y con el contacto tapado por la vegetación se desarrolla una serie compuesta por limolitas de color rojo oscuro (vinosas) masivas y de aspecto pizarroso con intervalos de areniscas de varios metros de espesor de color blanco, amarillento o rosado y de grano fino a medio con una fina laminación paralela que les da un aspecto hojoso. Estas areniscas se disponen en estratos paralelos de poco espesor, grano y estratocrecientes hacia el techo donde aparecen laminaciones y estratificaciones cruzadas y acuñamientos rápidos. En la carretera de Eslida a Ain se localizan areniscas micáceas con interestratos satinados muy bioturbados y con algunos restos vegetales muy mal conservados (ver fotografía de la derecha).
En Ollocau hay un afloramiento en el que sobre las lutitas rojas se sitúan unas areniscas blancas canalizadas con estratificaciones y laminaciones cruzadas y base erosiva. En el muro de estas areniscas aparecen unas grandes bioturbaciones (ver fotografía da la siguiente figura) horizontales (Thalassinoides) de muy difícil explicación dado el medio sedimentario fluvial que se atribuye a estas facies.
 |
| Figura nº 34 b: Grandes bioturbaciones horizontales en el muro de un banco de areniscas canalizadas sobre lutitas rojas (Formación Eslida; Ollocau). |
Hacia la parte alta de la Formación aparecen niveles de lutitas mas arcillosas muy tapados por la vegetación junto niveles de limolitas rojas y areniscas micáceas en estratos finos.
A techo se sitúan las arcillas y margas de la Formación Marines (Facies Rot) que esta muy alterada y tiene muy poco espesor (5–10 metros) y encima las dolomías oquerosas masivas del Muschelkalk.
El espesor de la esta Formación medido sobre el mapa es de 370 metros, pero hay que descontar la Facies Röt y también hay que tener en cuenta que presenta algunos pliegues parásitos que llegan a ocasionar inversión estratigráfica por lo que el espesor real puede ser algo menor.
 |
| Figura nº 35: La Formacion limos y areniscas de Eslida en Chovar (Ortofoto de Google) |
Esta Formación adquiere su máximo desarrollo en la zona que estamos estudiando (Chovar-Eslida) acuñándose lateralmente hasta desaparecer en zonas tan próximas como Bejis y Chelva. Garay discute las mediciones de espesores (663 metros) que de esta Formación que dan autores como López-Gómez, Arche y otros considerando una potencia mucho menor (310 metros en el corte de Eslida) también se han medido espesores menores en localidades próximas como los 260 metros en el Alto del Rodeno y los 176 metros en el Monte Picayo. Estudiando las ortofotos de la zona me salen espesores superiores a los 300 metros (370 metros) en ambos flancos del Anticlinal del Espadán, pero nunca los mencionados 660 metros.
 |
| Figura nº 36: Hojas de pteridofita (Chovar) |
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.
En la siguiente fotografía se puede ver una fronda, posiblemente de una pteridofita, del yacimiento paleobotánico del Barranco del Azuer en Chovar (descrito en este mismo blog en la entrada correspondiente a Enero de 2019).
 |
| Figura nº 37 : Yacimiento paleobótanico del Pantano del Juez (Chovar; Castellón). |
Formación Arcillas, limos y margas de Marines:
El techo de la sedimentación detrítico-clástica del ciclo Buntsandtein esta marcado por la sedimentación de una formación lutítica que marca el transito hacia los depósitos carbonatados del ciclo Muschelkalk:
 |
| Figura nº 38: Paso gradual del Buntsandtein (F. Marines) al Muschelkalk (F. Landete) en Olocau (Valencia). |
Esta Formación, también conocida como Facies Röt, es de edad Anisiense (Triásico Medio) y esta formada por lutitas rojas con margas verdes y amarillas que pueden llevar delgadas intercalaciones de areniscas, calizas y yesos. Su corte tipo esta localizado en la zona de Olocau (Sierra Calderona) donde presenta una potencia de 45 metros, siendo la potencia media en la Sierra del Espadán de 25 metros.
En la bibliografía se considera que su limite inferior con la Formación Limos y Areniscas de Eslida es transicional y al menos en concordancia aparente (Marines). Sin embargo en Ollocau el contacto es muy neto y ligeramente discordante tal como se puede ver en la siguiente fotografía:
 |
| Figura nº 39: Discordancia angular de bajo ángulo entre las Formaciones Eslida y Marines (Marines: Valencia) |
Se considera que se deposito en un medio de sedimentación mas tranquilo constituido por fangos lacustres en un ambiente evaporítico próximo a la línea de costa.
En la zona del Anticlinal del Espadán se la localiza casi siempre tapada por la vegetación por lo que es difícil establecer su limite inferior. En Eslida aflora en la carretera compuesta por arcillas y margas muy alteradas y de muy poco espesor (5-10 metros).
RESUMEN DE LA ESTRATIGRAFIA:
RESUMEN DE LA ESTRATIGRAFIA:
En la siguiente figura (López-Gómez et al 2012) se puede la disposición estratigráfica de las formaciones que se han descrito anteriormente:
 |
| Figura nº 40: Disposición estratigráfica del Permotriásico. |
En esta otra figura se puede ver la correlación realizada por Sánchez-Moya y Sopeña para el Permotrías de la Cordillera Ibérica en la que se incluye la columna litoestratigráfica de la Sierra del Espadán:
A: Principales unidades estratigráficas definidas en el Sistema Central y Cordillera Ibérica para los sedimentos de las primeras fases del Rift Ibérico (CICLO I). Las edades de las unidades pérmicas son tentativas. Unidades definidas por Hernando (1977): CT- Conglomerados de Termancia; ALT- Areniscas y lutitas de Termancia; LCA- Lutitas de Cuevas de Ayllón; ACA- Areniscas de Carrascosa de Arriba; LDCA- Lutitas y dolomías de Cuevas de Ayllón. Unidades definidas por Sopeña, (1979): CRS- Conglomerados de Riba de Santiuste; ARS- Areniscas de Riba de Santiuste; ALC- Areniscas y limos de Cercadillo; LAF- Lutitas y areniscas de Fraguas; ADEP- Areniscas y dolomías del Embalse de Pálmaces. Unidades definidas por García-Gil (1990a,b): ALCC- Areniscas y lutitas de la Cuesta del Castillo. Unidades definidas por Ramos (1979): CM- Capas de Montesoro; CH- Conglomerados de la Hoz del Gallo; ARG- Areniscas de Rillo de Gallo; NP- Nivel de Prados; ARA- Areniscas del Río Arandilla; LAAT- Limos y areniscas abigarrados de Torete. Modificado de Sopeña et al. (1983). M1: Muschelkalk inferior. M2: Muschelkalk medio. M3: Muschelkalk superior. B.- Esquema estratigráfico y estructural durante el comienzo del Rift Ibérico, basado en datos de sondeos, sísmica y observaciones de campo (modificado de Ramos et al., 1996). Tomado de Sánchez-Moya Y. y Sopeña A. En: Vera Ed. 2004
EL CLIMA EN EL TRIASICO:
El clima del Triásico Inferior-Medio en estas zonas se consideraba generalmente como templado, sin grandes oscilaciones climáticas. Trabajos recientes sobre el clima de este período en las cuencas ibéricas orientales realizados a través de estudios detallados de los registros sedimentarios, de la vegetación, los paleosuelos y los minerales de las rocas, indican variaciones climáticas temporales en estas regiones situadas próximas al ecuador (10° –14° N) y revelan la importancia de tales variaciones en el dominio sur de Laurasia.
A pesar de que un corto período de clima subhúmedo al inicio del Triásico propicio el inicio de la recuperación de la flora y de la fauna en las cuencas ibéricas, el clima del Triásico temprano de Iberia estuvo dominado por climas áridos y semiáridos que se alternaban por breves periodos temporales (0.4 ma). El clima durante el Triásico en la Ibérica estuvo muy influenciado por la paleogeografía formada por cuencas sedimentarias hundidas separadas por importantes elevaciones tectónicas que lo condicionaron.
A pesar de que un corto período de clima subhúmedo al inicio del Triásico propicio el inicio de la recuperación de la flora y de la fauna en las cuencas ibéricas, el clima del Triásico temprano de Iberia estuvo dominado por climas áridos y semiáridos que se alternaban por breves periodos temporales (0.4 ma). El clima durante el Triásico en la Ibérica estuvo muy influenciado por la paleogeografía formada por cuencas sedimentarias hundidas separadas por importantes elevaciones tectónicas que lo condicionaron.
 |
| Figura nº 42 Evolución de las temperaturas desde el Cámbrico a la actualidad. |
GEOMORFOLOGIA:
Como ya se ha indicado la geomorfología de la zona de la Sierra del Espadán viene marcada por la dirección que presentan las principales alineaciones tectónicas ibéricas. El principal factor que condiciona la geomorfología es la presencia de una unidad litoestratigráfica muy característica de la zona; las Areniscas del Cañizar formadas por areniscas cuarcíticas muy duras, que por su gran resistencia a la erosión resaltan en el paisaje y dan lugar a cresterías muy abruptas orientadas preferentemente de NW al SE siguiendo la dirección de los principales pliegues y fallas. A veces, como en la zona del Barranco del Ajuez (Chovar),esta misma formación esta afectada por otro conjunto de alineaciones tectónicas de dirección ortogonal a las anteriores y que al ocasionar hundimientos y elevaciones de los pliegues de dirección ibérica ocasionan la repetición de los relieves y la formación de crestas alineadas de NE a SW.
 |
| Figura nº 43: La Sierra del Espadan (desde Chovar). |
 |
| Figura nº 44: Canchal de cantos de rodeno. |
La existencia de unas unidades litoestratigráficas mas blandas (lutitas y limolitas) por encima y por debajo de las areniscas cuarcíticas mas duras, dan lugar a la formación de profundos barrancos que penetran en las escarpadas sierras. Estos barrancos presentan generalmente una dirección NW-SE, respondiendo a la segunda generación de estructuras tectónicas de dirección catalana, y laderas muy empinadas en las que se forman grandes canchales que transportan ladera abajo las rocas procedentes de la denudación de las cresterías.
El clima y el abandono del aprovechamiento agropecuario de la Sierra tras la expulsión de los moriscos, permitió el crecimiento de grandes bosques de alcornoques que caracterizan actualmente a este ecosistema.
 |
| Figura nº 45: Alcornoques para aprovechamiento del corcho. |
ESTRUCTURA TECTONICA:
La Cordillera Ibérica es una compleja estructura Cordillera intraplaca resultado del choque de las placas eurasiática, ibérica y africana en el periodo que abarca desde el Eoceno tardío al Mioceno. La Cadena Ibérica esta rodeada cuencas sedimentarias postectonicas y sus limites son siempre cabalgamientos, así el limite septentrional de la Cordillera Ibérica es el Cabalgamiento Noribérico que la separa de la Cuenca del Ebro, mientras que el limite SE lo constituye el Cabalgamiento de la Serrania de Cuenca que la separa de las Cuencas del Tajo y de La Mancha. Algunas de las estructuras de fractura llegan a afectar al zócalo paleozoico pero la mayoría solo afectan a materiales del Mesozoico y Cenozoico sirviendo las evaporizas triplicas como nivel de despegue.
Durante la contracción por el plegamiento de la Cordillera la corteza continental situada debajo de la Cordillera Ibérica se engroso aproximadamente 5 kilómetros de media con un máximo de 9 kilómetros a la vez que sufria un acortamiento general de 32 kilómetros con una sección densidad-gravedad de 57 kilómetros. El engrosamiento de la corteza esta relacionado con el actual relieve de la Cordillera. La mayor parte de la Cordillera Ibérica tiene una gruesa corteza y solo en sus bordes es una corteza delgada tal como se puede ver al estudiar las anomalías de la gravedad (Bouguer) que presentan valores negativos en toda la Cordillera alcanzando un mínimo de -110 Mgal en la Rama Castellana (Ribero et al 2008 y Guimera at al 2016). La profundidad mínima del Moho se sitúa a 32 - 36 kilómetros de profundidad y la máxima, localizada en la parte central de la Cordillera, a 34 - 44 kilómetros. La profundidad del Moho disminuye hacia las Cuencas adyacentes siendo de 33 kilómetros en la Cuenca del Ebro y 35 kilómetros en la del Tajo.
En la figura de la derecha se puede ver los mapas de la situación del Moho tomado de J. Guimerá, 2018.
En la siguiente figura se pueden ver perfiles de la corteza de antes (B) y después del plegamiento de la Cordillera Ibérica y el acortamiento provocado por el engrosamiento la corteza.
Según muchos autores el inicio del plegamiento se produce en el Eoceno tardio terminando durante el Mioceno temprano en la parte oriental de la Cordillera y en el Mioceno tardío en su parte occidental. Este plegamiento genero un engrosamiento de la corteza que se produjo en una elevación del relieve que al erosionarse genero los materiales con los que se rellenaron la cuencas cenozoicas que rodean la Cordillera y a su vez influyeron en la deformación. Solo la corteza superior parece ser la que sufrió el engrosamiento mientras que la corteza media e inferior presentan un espesor constante.
Ya Vera et al (2004) reconocen que en el ámbito de la Cordillera Ibérica, y en otras áreas de la Península Ibérica, el problema de cuando termina el ciclo varisco y cuando comienza el ciclo alpino permanece sin resolver. Algunos autores (López-Gómez et al., 2002), asocian el fin de este ciclo al registro sedimentario de finales del Carbonífero y principios del Pérmico en los momentos precursores o iniciales del Rift Ibérico que tendrá su máxima expresión durante el Mesozoico. Sin embargo otros autores (Doblas et al. (1994 a,b), González-Casado et al. (1996), y Capote et al. (2002)), consideran que las cuencas donde se depositaron estos materiales, existieron tanto en las zonas más subsidentes del Rift Mesozoico, como en áreas de relieves emergentes desconectadas de ellas y que el estilo magmático y tectónico que manifiestan, permiten relacionar este registro con el final de la Orogenia Varisca (etapa tardihercínica en la literatura antigua) y con el colapso del edificio varisco. En general se trata materiales de origen volcánico, coladas, diques, sills, y depósitos volcano-sedimentarios, de composición calco-alcalina, asociados a depósitos detríticos aluviales y en ocasiones lacustres muy abundantes en el Permotrias Cantábrico y Ibérico y que como hemos visto en el apartado dedicado a la estratigráfia están prácticamente ausentes en esta zona Levantina de la Cordillera Ibérica lo que puede ser indicativo de que en esta zona la Orogenia Varisca se extendió hasta finales del Pérmico.
Durante el plegamiento de la Cordillera Ibérica se pueden distinguir tres unidades litológicas principales con comportamientos mecánicos diferentes:
-Una inferior, rígido, que incluye el zócalo paleozoico y el Buntsandtein junto al Muschelkalk.
-Una intermedia formada por lutitas y evaporitas triásicas, a favor del cual se forman las principales fracturas.
-Una superior formado por rocas del Mesozoico y Cenbozoico afectadas por las deformaciones contraccionales.
 |
| Figura nº 46 : A) Mapa de profundidad del Moho obtenido de la topografia. B) Mapa de profundidad del Moho según las anomalías de Bouguer. |
En la figura de la derecha se puede ver los mapas de la situación del Moho tomado de J. Guimerá, 2018.
En la siguiente figura se pueden ver perfiles de la corteza de antes (B) y después del plegamiento de la Cordillera Ibérica y el acortamiento provocado por el engrosamiento la corteza.
 |
| Figura nº 47: Hipótesis de evolución de la corteza de la Cordillera Ibérica. En el perfil A se muestra en espesor del Mesozoico y Cenozoico mas la corteza superior y ls corteza media e inferior. En el perfil B se muestra cual seria el espesor de la corteza antes del plegamiento. Se obtiene un acortamiento genetañ de 57,5 kilómetros para conservar la superficie del perfil A: 3.437 Km2 (J. Guimerá in Acta Geológica 16, 2018). |
Según muchos autores el inicio del plegamiento se produce en el Eoceno tardio terminando durante el Mioceno temprano en la parte oriental de la Cordillera y en el Mioceno tardío en su parte occidental. Este plegamiento genero un engrosamiento de la corteza que se produjo en una elevación del relieve que al erosionarse genero los materiales con los que se rellenaron la cuencas cenozoicas que rodean la Cordillera y a su vez influyeron en la deformación. Solo la corteza superior parece ser la que sufrió el engrosamiento mientras que la corteza media e inferior presentan un espesor constante.
Ya Vera et al (2004) reconocen que en el ámbito de la Cordillera Ibérica, y en otras áreas de la Península Ibérica, el problema de cuando termina el ciclo varisco y cuando comienza el ciclo alpino permanece sin resolver. Algunos autores (López-Gómez et al., 2002), asocian el fin de este ciclo al registro sedimentario de finales del Carbonífero y principios del Pérmico en los momentos precursores o iniciales del Rift Ibérico que tendrá su máxima expresión durante el Mesozoico. Sin embargo otros autores (Doblas et al. (1994 a,b), González-Casado et al. (1996), y Capote et al. (2002)), consideran que las cuencas donde se depositaron estos materiales, existieron tanto en las zonas más subsidentes del Rift Mesozoico, como en áreas de relieves emergentes desconectadas de ellas y que el estilo magmático y tectónico que manifiestan, permiten relacionar este registro con el final de la Orogenia Varisca (etapa tardihercínica en la literatura antigua) y con el colapso del edificio varisco. En general se trata materiales de origen volcánico, coladas, diques, sills, y depósitos volcano-sedimentarios, de composición calco-alcalina, asociados a depósitos detríticos aluviales y en ocasiones lacustres muy abundantes en el Permotrias Cantábrico y Ibérico y que como hemos visto en el apartado dedicado a la estratigráfia están prácticamente ausentes en esta zona Levantina de la Cordillera Ibérica lo que puede ser indicativo de que en esta zona la Orogenia Varisca se extendió hasta finales del Pérmico.
Durante el plegamiento de la Cordillera Ibérica se pueden distinguir tres unidades litológicas principales con comportamientos mecánicos diferentes:
-Una inferior, rígido, que incluye el zócalo paleozoico y el Buntsandtein junto al Muschelkalk.
-Una intermedia formada por lutitas y evaporitas triásicas, a favor del cual se forman las principales fracturas.
-Una superior formado por rocas del Mesozoico y Cenbozoico afectadas por las deformaciones contraccionales.
 |
| Figura nº 48: Mapa paleogeográfico del Pérmico - Triásico. |
La microplaca Ibérica experimento a comienzos del Pérmico el colapso cortical del cinturón orogénico hercínico que origino una tectónica extensiva caracterizado por la formación de cuencas tipo graben o semigraven en el Centro y al Este de la microplaca, cuencas controladas por las mencionadas fracturas hercínicas. Durante el Pérmico Inferior (Autuniense) esta zona debió ser un alto estructural en el que no hubo sedimentación al contrario que en otras zonas de la Cordillera Ibérica donde se produjo una sedimentación detrítico-clástica con abundante participación volcánica (ver la entrada correspondiente a Diciembre 2018 sobre el Pérmico del Alto Tajo).
 |
| Figura nº 49: Principales fallas tardihercínicas. |
La sedimentación permotriásica, antes descrita, se desarrollo bajo un estricto control tectónico, durante una etapa de rifting continental, que en esta zona estuvo controlada por un sistema de fracturas normales de orientaciones conjugadas, unas fallas de directriz ibérica es decir NW-SE y otras transversales a estas de dirección NE-SW, tal como se puede ver en la figura de la derecha.
Estas fallas se mantuvieron activas durante este largo periodo (Pérmico y Triásico) dando origen a un sistema de pequeños bloques tal como se demuestra por la existencia de numerosas discordancias e hiatos sedimentarios y las variaciones en el espesor de las diferentes formaciones permotriásicas en cortas distancias. El basamento hercínico muy tectonizado aflora en la Sierra del Espadán (Pavías y Higueras) y esta formado por pizarras y cuarcitas del Paleozoico Inferior pero no se le ha encontrado en Anticlinal del Espadán aunque debe de estar muy próximo en el eje del mismo.
Durante el Pérmico Superior (Thuringiense) se produjo en esta zona un primer episodio sedimentario con la deposición de la Formación limos y areniscas de Alcotas controlada por las mencionadas fallas de directriz ibérica NW-SE. Los cambios de espesor de esta formación parecen indicar que la sedimentación también estuvo controlada por las fallas conjugadas de directriz transversal a esta. Muchos investigadores consideran que este es el comienzo de la extensión alpina subdividida en pulsos sinrift y potrift de 1 a 4 millones de años de duración, pero otros no lo consideran así y creen que se trata de una fase hercínica póstuma. Los datos que facilitare en esta entrada apuntan mas bien en esta ultima dirección ya que las rocas de la Formación Alcotas presentan una mayor deformación tectónica que las de las formaciones triásicas superiores (Cañizar y Eslida). Aunque esta intensa deformación tectónica también podría deberse a una mayor profundidad a la que se encontraban estas formaciones durante la orogenia alpina y a un mayor acortamiento debido a la influencia de las fallas de zócalo
Sobre este primer episodio se produjo un nuevo episodio deposicional extensivo que comenzó con la sedimentación de la Formación Areniscas del Cañizar. Este episodio comenzó con una corta etapa erosiva como demuestra el contacto brusco y erosivo entre los últimos depósitos del Pérmico Superior y los primeros depósitos del Triásico Inferior. La sedimentación de este episodio extensivo termino con una nueva elevación y exposición subaérea y la formación de una negra costra (hard ground) de óxidos de Fe y Mn.
 |
| Figura nº 50: La Cuenca Ibérica durante del Anisiense. |
Un nuevo episodio expansivo se desarrolla durante el Triásico Medio (Anisiense) con la deposición de la Formación limos y areniscas de Eslida en una cuenca que sigue controlada por las fallas tardihercínicas de dirección NW-SE (ibérica), que abren la cuenca, y afectada por unas fallas transversales en la parte más oriental de la misma, tal como se puede ver en la figura de la izquierda tomada de Arche y López-Gómez (1999) que representa la Cuenca Ibérica durante el Anisiense. A partir de este momento se produce la primera transgresión del Mar de Tethys sobre el margen oriental de la microplaca Ibérica.
Tectónicamente la Cordillera Ibérica se define como una cadena de tipo intermedio localizada en el interior de una placa continental (microplaca ibérica) y desarrollada durante el ciclo alpino aunque con un estilo de plegamiento distinto al alpino y con una falta casi total de actividad magmática y de metamorfismo. La Cordillera Ibérica respondería, mas bien, a una tectónica de zócalo y cobertera donde el zócalo, constituido por el Paleozoico, presenta una tectónica de bloques que en algunos puntos pueden llegar a cabalgar sobre la cobertera mesozoica (ver fotografía de la siguiente figura) que se adapta a la estructura del zócalo y se pliega a favor de grandes fracturas hercínicas.
 |
| Figura nº 51 : Cabalgamiento de las pizarras paleozoicas sobre las limitas rojas del Buntsandtein (Montan, Castellón) |
La deformación alpina tubo lugar durante el Oligoceno y la primera mitad del Mioceno formándose las estructuras de plegamiento que configuran la actual Cordillera Ibérica, sin embargo las nuevas estructuras tectónicas presentan una gran influencia de los grandes accidentes tardihercínicos del zócalo de manera que los grandes desgarres tardihercínicos de dirección NW controlan las directrices estructurales de la Cordillera mientras que los desgarres de dirección NE controlan la formación de pliegues transversales.
La intensidad del plegamiento y de la deformación compresiva en la Sierra del Espadán corresponde a un nivel estructural intermedio ya a profundidades importantes, con un aumento de las condiciones de presión y temperatura, facilitándose la formación de yacimientos minerales de origen hidrotermal de los que hablaremos posteriormente.
 |
| Figura nº 52 : Alineación en echelón de grietas de tensión rotadas por cizalla simple rellenas de cuarzo blanco. |
La fracturación es el rasgo tectónico mas importante de la Sierra del Espadán. Esta fracturación se origino en condiciones superficiales debida a la deformación frágil de una potente serie de lutitas y areniscas muy compactadas. Durante la fase principal del plegamiento alpino (Oligoceno) la esta zona fue sometida a un fuerte acortamiento lo que origino un apretado anticlinorio en cuyo núcleo se desarrollo una esquistosidad de fractura que llega a presentarse superpuesta a la esquistosidad de edad hercínica propia de los materiales del zócalo paleozoico, formándose un plegamiento sinesquistoso solidario con el basamento paleozoico (Simón 1984). En la zona se puede ver todo un catalogo de estructuras que indican una evolución desde un comportamiento frágil a un comportamiento ductil, como en la fotografía de la derecha con desarrollo de grietas de tensión semiductiles.
La Sierra del Espadán es geológicamente bastante compleja y como ya se ha mencionado, condicionada por la existencia de una serie de fracturas tardihercinicas que funcionaron durante el Permotrias. Hay una gran estructura de escala regional: el Anticlinorio del Espadán que se articula como dos estructuras anticlinales separadas por un sinclinal roto por una falla inversa. En la zona de Chovar se localiza una de estas estructuras: el Anticlinal del Espadán, mientras que en Eslida se localiza el mencionado pliegue-falla. En el núcleo de los anticlinales aflora el Pérmico Inferior (F. Limos y areniscas de o Formación Marines) mientras que en los flancos afloran las formaciones del Buntsandtein (Cañizar y Eslida o Garbí y Serra) y el primer nivel calcáreo del Muschelkalk. En la siguiente figura se puede ver un croquis (J. Gual et al, 2012) con la traza del Anticlinal y un corte geológico con las principales estructuras:
 |
| Figura nº 53: Mapa geológico de la estructura tectónica y corte geológico NE-SW. (Fuente: Geogaceta 21, 2012) |
 |
| Figura nº 54: Esquistosidad espaciada muy penetrativa en un estrato de areniscas de la Formación Limos y areniscas de Alcotas (Pico Bellota; Eslida). |
El Anticlinal del Espadán tiene todo el aspecto de un gran pliegue en caja con flancos que llegan a verticalizarse e incluso invertirse (en Eslida y en Chovar), mientras que en su núcleo presenta buzamientos subhorizontales (Puerto de Eslida). Esta estructura esta afectada por una fracturación bastante intensa con fracturas de dirección NW-SE, la misma que la de los ejes de los pliegues y congénitas al plegamiento y otras fracturas transversales de dirección NNE-SSW que son claramente posteriores.
El Anticlinal del Espadán y el Sinclinal de Eslida están separados por otra gran estructura el Cabalgamiento de Eslida.
El Anticlinal del Espadán y el Sinclinal de Eslida están separados por otra gran estructura el Cabalgamiento de Eslida.
 |
| Figura nº 55: laminas de cuarzo en plano de estratificación con estrias que indican el movimiento fexural entre estratos (flesural-slip folding). Areniscas de la Formación limos y areniscas de Eslida en Ain (Castellon). |
La deformación es mas intensa en el Pérmico que en el Triásico, así los materiales de la Formación Alcotas se presentan mucho mas tectonizados con un gran desarrollo de una pizarrosidad muy marcada en las lutitas y de una intensa esquistosidad por diaclasación de pequeña y media escala en las areniscas, apareciendo a la vez estructuras de deformación sigmoidales de cizalla, pliegues parásitos muy apretados (cilíndricos) y formación de venas de cuarzo con relleno de cuarzo fibroso. En el núcleo del Anticlinal (Puerto de Eslida) se localizan una serie de estructuras tectónicas indicativas de una fuerte deformación frágil-ductil con acortamiento y fracturación.
Son muy llamativos una serie de pliegues cilíndricos tumbados de dirección NW-SE que desarrollan una esquistosidad de plano axial muy marcada en los estratos areniscosos mas competentes, tal como se puede apreciar en la siguiente te fotografía:
 |
| Figura nº 56: Pliegue cilíndrico tumbado en el núcleo del Anticlinal del Espadán (Pico Bellota; Eslida) con gran desarrollo de una esquistosidad espaciada muy penetrativa con una orientación paralela al eje principal. |
También son muy abundantes y representativos de una fuerte deformación por cizalla y flexura estructuras sigmoidales que se forman cuando las rocas están sometidas a un régimen de esfuerzos que excede su resistencia mecánica y tienden a deformarse permanentemente a lo largo de zonas de deformación más o menos tabulares y con límites, ya sean abruptos o graduales, reconocibles (deformación ductil-frágil con acortamiento y extensión ortogonal a este, a escala regional causada por fracturas tardihercinicas). Dependiendo de la composición química, el contenido de agua, la temperatura, y la presión confinante, el mecanismo de deformación puede ser plástico o bien puede ser por rotura. También se puede dar el caso de que sea simultáneo. Aún cuando la deformación global tenga carácter coaxial o "irrotacional" pueden y suelen desarrollarse zonas de cizalla rotacional. La presencia de esquistosidad en S es indicativa de una deformación por dos mecanismos simultáneos: aplastamiento y flujo temporal.
 |
| Figura nº 57 : Refracción de la esquistosidad S1 al pasar por estratos de diferente competencia. |
El aplastamiento explica la presencia de planos de esquistosidad con ángulos mas altos (45 grados) con respecto a la So y el flujo por presión explicaría el aumento de la penetrabilidad de la esquistosidad hacia los planos de estratificación. El mecanismo de deformación por flujo flexural será responsable de la geometrías sigmoidal en los estratos de materiales mas incompetentes (lutitas) mientras que en los estratos mas competentes (limolitas y areniscas) la geometría sigmoidal será el resultado de una rotación pasiva de los planos de esquistosidad formados previamente por el deslizamiento flexural (J.Gual et al, 2012). En la siguiente figura (J. Gual Pérez & al 2012) se puede ver se puede ver cuales la geometría de la esquistosidad en S a escala de afloramiento (ver figuras 55 y 57)
 |
| Figura nº 58: Croquis con la estructura de la esqustosidad sigmoidal a escala de afloramiento (tomado de Geogaceta 51) |
 |
| Figura nº 59: Vetas de Q blanco paralelas a la estratificación. |
La foliación sigmoidal se debe a la heterogeneidad en la deformación finita que existe en las zonas de cizalla naturales. Son representadas por una disminución progresiva hacia el centro de la zona de cizalla del ángulo θ' que es el que existe entre el borde de la zona de cizalla y la foliación desarrollada dentro de ésta. La intensidad de la foliación tiende a aumentar hacia el centro de la zona de cizalla, ya que aumenta también el grado de deformación. En superficie de estratificación (So) se localiza un superficie marcada por una lamina de cuarzo originada por fricción (ribbon quartz) tal como se puede ver en la fotografía de la derecha:
En la siguiente fotografía se puede ver la fuerte esquistosidad que presentan las lutitas de la Formación Alcotas en el núcleo del Anticlinal del Espadán. Se trata de una esquistosidad de flujo de plano axial que se origina en las zonas orogénicas a profundidades de 5 a 6 kilómetros.
 |
| Figura nº 60 : Esquistosidad continua en lutitas de la Formacion Limos y areniscas de Alcotas (Pista Repetidor TV Eslida) |
Según J. Gual Pérez el al (2012) en su estudio sobre la esquistosidad alpina de la Sierra del Espadan, esta esquistosidad se origino en tres etapas principales:
Etapa 1: Se produce un acortamiento planoparalelo del 10%, sin plegamiento, que ocasiona la formación de superficies de esquistosidad verticales a la estratificación.
Etapa 2: el inicio del plegamiento produce cambios en la orientación de los planos de esquistosidad formados en la anterior etapa. Se genera un abanico de esquistosidad incrementándose la penetración de esta.
Etapa 3: se intensificará plegamiento y se producen cizallas paralelas entre estratos competentes e incompetentes. Durante esta etapa se produce la geometrías sigmoidal por un aumento gradual de la penetración de la esquistosidad desde el centro hacia los bordes de los estratos.
En la figura nº 61 se puede ver el modelo cinemático propuesto por J Gual Pérez & al para la formación de la esquistosidad de la Sierra del Espadán.
Hay que tener en cuenta que en la formación de una esquistosidad intervienen varios mecanismos: a) disolución por presión, b) rotación mecánica de minerales, c) cristalización y recristalización de minerales orientados, d) deformación intracristalina. Estos mecanismos actúan conjuntamente en la mayoría de los casos.
En la Figura de la derecha (Alvárez et al 1976) se puede ver el desplazamiento aparente que se produce a través de una capa como resultado de una procedo de disolución por presión. Durante la disolución por presión se generan películas de minerales fémicos (filosilicatos y minerales opacos) muy abundantes en las rocas de la Sierra del Espadán, también se produce un alargamiento orientado de los granos minerales (principalmente cuarzo) y la cristalización y recristalización de filosilicatos orientados.
Por lo tanto este único mecanismo puede ser suficiente para producir una esquistosidad grosera o "slaty cleavage" grosero como la que aparece en los niveles mas competentes (areniscosos) del Anticlinal del Espadán.
 |
| Figura nº 61: Modelo cinematico de la deformación de la Sierra del Espadán en tres etapas principales. (Figura tomada de Geogaceta 51, 2012) |
Etapa 2: el inicio del plegamiento produce cambios en la orientación de los planos de esquistosidad formados en la anterior etapa. Se genera un abanico de esquistosidad incrementándose la penetración de esta.
Etapa 3: se intensificará plegamiento y se producen cizallas paralelas entre estratos competentes e incompetentes. Durante esta etapa se produce la geometrías sigmoidal por un aumento gradual de la penetración de la esquistosidad desde el centro hacia los bordes de los estratos.
En la figura nº 61 se puede ver el modelo cinemático propuesto por J Gual Pérez & al para la formación de la esquistosidad de la Sierra del Espadán.
Hay que tener en cuenta que en la formación de una esquistosidad intervienen varios mecanismos: a) disolución por presión, b) rotación mecánica de minerales, c) cristalización y recristalización de minerales orientados, d) deformación intracristalina. Estos mecanismos actúan conjuntamente en la mayoría de los casos.
 |
| Figura nº 62 : el material rayado desapareceria durante el proceso |
Por lo tanto este único mecanismo puede ser suficiente para producir una esquistosidad grosera o "slaty cleavage" grosero como la que aparece en los niveles mas competentes (areniscosos) del Anticlinal del Espadán.
 |
| Figura nº 63: Microplegamiento con formación de micro pliegues kind bands en lutitas rojas evidenciando una gran deformación por acortamiento en los materiales |
En las lutitas rojas pérmicas ademas de la esquistosidad de plano axial expuesta en la fotografía de la figura anterior, también se desarrolla otra estructura microtectónica asociada a la esquistosidad: un microplegamiento muy marcado tal como se puede ver en la fotografía de la derecha.
Este microplegamiento de escala milimétrica que se desarrolla en niveles lutíticos de la Formación limos y areniscas de Alcotas o Formacion Marines y se pueden ver en el perfil del Pico Bellotas y esta compuesto por pequeños pliegues del tipo "king bands". Este tipo de estructura puede aparecer en las ultimas fases de formación de una esquistosidad de crenulación y tendrían que ser estructuras de acortamiento formadas durante la etapa 3 de las las propuestas por Gual et al o posteriores.
Estas estructuras tectónicas son la respuesta al acortamiento experimentado por los materiales durante el plegamiento que esta cuantificado en 32 kilómetros (J. Guimerá 2018).
Este microplegamiento de escala milimétrica que se desarrolla en niveles lutíticos de la Formación limos y areniscas de Alcotas o Formacion Marines y se pueden ver en el perfil del Pico Bellotas y esta compuesto por pequeños pliegues del tipo "king bands". Este tipo de estructura puede aparecer en las ultimas fases de formación de una esquistosidad de crenulación y tendrían que ser estructuras de acortamiento formadas durante la etapa 3 de las las propuestas por Gual et al o posteriores.
Estas estructuras tectónicas son la respuesta al acortamiento experimentado por los materiales durante el plegamiento que esta cuantificado en 32 kilómetros (J. Guimerá 2018).
También son muy abundantes los filones y vetas sintaxiales rellenas de cuarzo blanco o lechoso y con importantes mineralizaciones preferentemente de Fe. Estas estructuras suelen presentase abiertas con formación de fibras minerales perpendiculares u oblicuas a las paredes de las vetas tal como se puede ver en la fotografia de la figura siguiente. También aparecen huecos o geodas tapizadas de cristales de cuarzo a veces teñidos de alguna mineralización. Normalmente estos filones o vetas se presentan con distintas orientaciones siendo la mas abundante la disposición subvertical en distintos planos que llegan a cruzarse (tal como se puede ver en la siguiente fotografía, dependiendo de la orientación de la diaclasación.
 |
| Figura nº 64: Vetas abiertas rellenas de cuarzo blanco fibroso y un mineral metálico no identificado. |
 |
| Figura nº 65 : Milonita gris sabulosa con mineralizacion de Cu (Azurita y malaquita). Mina Blavet (Eslida). |
En el núcleo del Anticlinal del Espadán se localiza la Mina de El Blavet (Eslida). En esta antigua explotación la mineralización se localiza en una veta vertical de papilla de falla (rouge) con impugnaciones de azurita, malaquita y pequeños filones de cuarzo blanco.
La papilla de falla (milonita?) aparece en una zona afectada por una falla con movimiento vertical como una roca gris de grano muy fino y texturas de flujo (esquisto) que destaca sobre las rocas mas rojizas de la Formación Alcotas. Las milonitas se forman a gran profundidad (10 km) a alta presión y temperatura producto de una deformación frágil que evoluciona a dúctil.
La falla en la que se localiza la milonita y la mineralizacion de cobre se ubica dentro de un nivel de varios metros de espesor de areniscas blancas y el movimiento de la misma viene marcado por estrías en el plano de falla y ha sido vertical.
 |
| Figura nº 66: Rotura en bloques por diaclasación. Cantera de la Rodana en Villamarchante (Valencia) |
Diaclasas:
En las areniscas cuarciticas de la Formacion Cañizar debido a su disposición muy monótona y uniforme en grandes bancos de areniscas muy duras (cuarcitas) son muy raras las estructuras plegadas y la deformación ha sido casi toda por rotura formándose una densa red de fracturas mas o menos grandes y diaclasas muchas de las cuales presentan precipitaciones de cuarzo blanco que puede presentarse masivo, en estrías o acompañado de minerales.
Estas diaclasas presentan una componente vertical con al menos dos direcciones conjugadas y una componente horizontal. A estos múltiples planos de rotura hay que añadir la estratificación. El resultado es la rotura del macizo rocoso en numerosos bloques de tamaños muy variados como el ejemplo de la fotografía de la figura de la derecha tomada en la cantera de La Romana en Viillamarchante (Valencia). Esta disgregación en bloques da lugar a la formación de canchales muy importantes en la laderas de los relieves cuarcíticos.
NUEVOS DATOS (2020) SOBRE LA ESTRATIGRÁFIA DE LA SIERRA DEL ESPADAN.
Recientes investigaciones hidrogeológicas profundas realizadas en la zona de la Sierra del Espadán han permitido acceder a nuevos datos sobre la estratigrafía del Triásico en esta zona. Algunos de los sondeos realizados han alcanzado grandes profundidades (+500 metros) ya que el objetivo con que se plantearon ha sido investigar las características hidrogeológicas y posibilidades de explotación del acuífero que se desarrolla en los niveles ortocuarcíticos de la Formación Areniscas del Cañizar del Scytiense (Buntsandtein Medio o Tb2). Estos sondeos se plantearon como alternativa a la captación del acuífero kárstico desarrollado en las formaciones dolomíticas del Triásico Medio (Muschelkalk) que esta muy salinizado por problemas de intrusión marina o contaminación desde las evaporitas del Keuper. Se pensó que el acuífero desarrollado por la fracturación de las duras, pero frágiles, ortocuarcitas de la Formación Cañizar, que esta aislado del acuífero kárstico del Muschelkalk por una potente (+300 metros) formación de arcillitas y areniscas rojas de naturaleza impermeable (Formación Eslida), podría desarrollar acuíferos no salinizados, como el captado en los sondeos Maquial y La Pipa en Vall d’Uixó.
En la siguiente figura se puede ver la columna litoestratigráfica del Triásico de la Sierra del Espadán (Castellón) con la situación de la Formación Areniscas del Cañizar entre dos potentes formaciones lutíticos.
Los primeros sondeos profundos de investigación hidrogeológica en el Buntsandtein se realizaron en Vall d’Uixó (Castellón) y tuvieron un notable éxito al suministrar caudales de 3.000 litros/minuto de agua de buena calidad. El último y mas profundo (795 metros) se perforo en Sot de Ferrer sin los resultados apetecidos al encontrar en el Buntsandtein Medio (Tb2) un acuífero muy salinizado. En el siguiente mapa se puede ver la situación de los sondeos.
A continuación, se describirá las columnas litológicas atravesadas en estas perforaciones junto a la interpretación estratigráfica de las mismas.
COLUMNA DEL TRIASICO DE SOT DE FERRER (CASTELLON)
Esta columna litoestratigráfica se ha obtenido a partir del estudio de los ripios de perforación de un sondeo mecánico profundo (795 metros) realizado en Sot de Ferrer (Castellón).
De Techo a Muro tenemos:
-23 metros: Gravas gruesas poligénicas de clastos redondeados y subesféricos de calizas grises o negras y rodeno rojo. A muro arenas sueltas de color beis. Corresponden a depósitos de terraza fluviales cuaternarias del Rio Palancia.
-16 metros: Arcillas blanquecinas plásticas con yesos masivos y laminares. Asimilables a las facies Keuper.
-49 metros: Anhidritas intensamente recristalizadas de color blanco. Aparecen algunas margas blancas interestratificadas.
-7 metros: Dolomías cristalinas de color gris oscuro.
-27 metros: Margas calcáreas y/o dolomíticas de color gris azulado.
-11 metros: Dolomías masivas de color gris.
- 7 metros: Margas dolomíticas grises oscuras con fracturación astillosa.
-28 metros: Dolomías masivas con algún nivel karstificado.
-14 metros: Dolomías y dolomías margosas con fracturación astillosa.
-31 metros: Arcillas amarillas y rojizas oscuras, margas grises y ocres.
-127 metros: Dolomías cristalinas de color gris oscuro a negras de grano fino a muy fino pasando hacia abajo a dolomías más arcillosas con fracturación astillosa con escasas y delgadas intercalaciones de margas. Las dolomías están karstificadas de 273 a 277 metros
-41 metros: Margas dolomíticas y margocalizas grises con niveles de dolomías cristalinas y de arcillitas rojizas.
-108 metros: Arcillitas y lutitas compactas con limolitas y areniscas de grano fino y abundantes micas a veces concentradas en láminas. Aparecen algunas intercalaciones métricas de arcillitas verdes.
-68 metros: Areniscas rojizas de grano fino a medio, muy micáceas, con alguna intercalación lutítica. Se trata de una arenisca cuarcitica formada por granos de tamaño fino de cuarzo rojizo con algo de matriz arcillosa. Presenta abundantes micas (moscovita) concentradas en superficies de laminación.
 |
| Figura nº 67: Microfotografía de rodeno rojo micáceo. |
-64 metros: Lutitas rojizas con algún nivel de areniscas blancas y rojizas.
-77 metros: Areniscas silíceas de color gris y rojizo.
-21 metros: Lutitas rojas y areniscas del mismo color.
-19 metros: Cuarcitas recristalizadas de grano fino, de intenso color blanco pasando a cuarcitas de tonos más rosados.
 |
| Figura nº 68: Ripios de perforación de ortocuarcita (rodeno blanco). |
Con lupa de 20 aumentos se observa una ortocuarcita muy pura de color blanco o ligeramente rosado formada por cuarzo blanco (99%), muy pocas micas y abundantes cristales de muy pequeño tamaño de pirita dorada de habito dodecaédrico y tetraédrico, que se presenta aislados dentro la cuarcita o agrupados en superficies y/o pequeños filones.
 |
| Figura nº 69: Agregado de cristales de pirita en ortocuarcita blanca recristalizada. |
-76 metros: Cuarcitas sacaroideas de grano fino y color blanco, rosado y beis claro con pirita. A 20 metros del final del sondeo aparecen algunas intercalaciones de limolitas de color rojo oscuro. Se observa que se trata de una cuarcita formada por granos finos de cuarzo de color blanco sucio y tonos rosados con abundantes cristales negros (¿) de muy pequeño tamaño y abundantes micas concentradas en superficies de laminación.
 |
| Figura nº 70: Microfotografía de un rodeno de color gris blancuzco con todos rosados se observa la presencia de numerosos cristales negros no identificados y de Clorita que le dan a la muestra unas tonalidades averdosadas. |
Esta columna litológica se puede resumir de la siguiente manera:
-De 0 a 23 metros: Gravas y arenas de terraza fluvial. Terraza fluvial del Río Palancia del Cuaternario.
 |
| Figura nº 71: Depósitos cuaternarios de Río Palancia. Terraza fluvial con un cambio lateral de sedimentos plásticos muy gruesos (conglomerados polifónicos) a arenas gruesas. |
-de 23 a 88 metros: Arcillas con yesos en facies Keuper. Edad Karniense? (Triásico Superior).
 |
| Figura nº 72: Niveles de yesos masivos con margas (Sot de Ferrer). |
-de 39 a 182 metros: Calizas dolomíticas blancas, dolomías y margas dolomíticas grises. De la Formación Dolomías y Calizas de Cañete del Ladiniense (Muschelkalk superior o Tm3).
-de 182 a 213 metros: Margas y arcillas amarillas, grises y rojizas. Formación Arcillas, Margas y Yesos del Mas del Muschelkalk Medio o Tm2.
-de 213 a 340 metros: Dolomías grises oscuras (negras) con margas dolomíticas negras astillosas. Formación Dolomías de Landete del Ladiniense (Muschelkalk inferior o Tm1).
-de 340 a 381 metros: Margas dolomíticas grises y margocalizas con niveles de dolomías cristalinas. Formación Lutitas y Areniscas de Marines.
-de 381 a 719 metros: Arcillitas, limolitas y areniscas de grano fino micáceas de color rojo oscuro con niveles de cuarcitas blancas. Formación Lutitas y Areniscas de Eslida del Anisiense (Buntsandtein Superior o Tb3).
-719 a 795 metros: Cuarcitas y ortocuarcítas blancas y rosadas con abundante pirita. Formación Areniscas del Cañizar del Scytiense (Buntsandtein medio o Tb2).
SONDEO “MAQUIAL” (VALL D’ UIXÓ).
La información estratigráfica obtenida en esta perforación completaría la ya conocida del sondeo “Maquial” de Vall d’Uixó. En este sondeo se perforo la siguiente columna:
TECHO
-22 metros: Dolomías grises y negras con arcillas rojas y ocres a techo y calizas dolomíticas rosadas a muro.
-4 metros: Calizas micríticas negras y calizas dolomíticas grises-marrones con arcillas ocres,
-15 metros: Dolomía gris-marrón, ocre-rosada, veteada con arcillas plásticas rojas y ocres de decalcificación kárstica.
-7 metros: Arcillas grises plásticas, ocres a techo.
-5 metros: Arcillas grises amarronadas con fragmentos de calizas esparíticas marrones, margocalizas grises y arcillas rojas.
-30 metros: Arcillas plásticas rojizas con arcillas verdosas a techo.
-54 metros: Arcillitas rojizas con arcillas rojas disminuyendo hacia en muro y pasando a arcillitas violáceas.
-2 metros: Areniscas cuarcíticas de grano muy fino.
-12 metros: Arcillitas rojo violáceas.
-7 metros: Areniscas cuarcíticas rojizas y grises, micáceas.
-12 metros: Areniscas cuarcíticas rojas y grises con micas y fragmentos de calizas.
-1 metros: Arcillitas rojizas micáceas.
-4 metros: Alternancia de areniscas micáceas rojizas y areniscas cuarcíticas grises con areniscas ortocuarcíticas blancas a techo.
-1 metros: Arcillitas rojizas micáceas.
-11 metros: Areniscas ortocuarcíticas blancas con un nivel de areniscas rojizas micáceas.
-16 metros: Arcillitas rojizas micáceas.
-6 metros: Areniscas cuarcíticas de grano muy fino, micáceas con intercalaciones de arcillitas rojizas y violáceas.
-8 metros: Areniscas cuarcíticas de grano muy fino rojizas, verdosas y blancas.
-3 metros: Arcillitas violáceas.
-11 metros: Areniscas cuarcíticas de grano muy fino, micáceas, de color rojizo y gris verdoso.
- 1 metros: Arcillitas violáceas.
-5 metros: Areniscas cuarcíticas de grano muy fino, micáceas.
- 1 metro: Arcillitas violáceas.
-30 metros: Areniscas cuarcíticas de muy fino micáceas y areniscas ortocuarcíticas gris-verdosas de grano muy fino.
-1 metros: Arcillitas rojizas.
-7 metros: Alternancia de areniscas ortocuarcíticas de grano muy fino y areniscas cuarcíticas gris-verdosas.
-1 metros: Arcillitas rojizas.
-6 metros: Areniscas cuarcíticas de grano fino, micáceas.
-1 metros: Arcillitas rojizas.
-1 metros: Areniscas micáceas de grano fino.
-1 metros; Arcillitas.
-1 metros: Areniscas micáceas de grano muy fino.
-8 metros: Areniscas de grano fino alternando con areniscas gris-verdosas. Hacia el muro areniscas ortocuarcíticas.
-3 metros: Arcillitas con arcillas y areniscas.
-9 metros: Areniscas ortocuarcíticas de grano fino y areniscas de grano medio, micáceas, de color rojizo y gris-verdoso.
-1 metros: Arcillitas.
-39 metros: Areniscas micáceas de grano fino pasando a ortocuarcíticas blancas con algunas intercalaciones de areniscas rojizas de grano fino
Esta columna se resume estratigráficamente de la siguiente manera:
De 0 a 44 metros: Dolomías del Muschelkalk Inferior (Tm1). Formación Dolomías y Calizas de Cañete del Ladiniense (Muschelkalk superior o Tm3).
De 44 a 85 metros: Arcillas abigarradas de Facies Rot (Lutitas y Areniscas de Marines).
De 85 a 259 metros: Arcillitas rojizas y violáceas con intercalaciones de areniscas. Estos materiales corresponden a la Formación Lutitas y Areniscas de Eslida del Anisiense (Buntsandtein superior o Tb3.
De 259 a 407 metros: Alternancia de areniscas cuarcíticas rojizas micáceas, areniscas cuarcíticas gris–verdosas con ortocuarcítas blancas. Corresponden a la Formación Areniscas del Cañizar del Scytiense (Buntsandtein Medio o Tb2).
SONDEO “LA PIPA” (VALL D’UIXÓ).
También en Vall d’ Uixo (Castellón) se perforo otro sondeo (“La Pipa”) en el que se atravesó la siguiente serie del Buntsandtein:
TECHO: Dolomías del Musckelkalk.
-5 metros: Areniscas rojas de grano fino con arcillas rojas.
-7 metros: Arcillitas rojas con areniscas y arcillas rojas y grises.
-4 metros: Areniscas rojas micáceas con arcillitas.
-15 metros: Arcillitas rojas y areniscas blancas y verdosas.
-9 metros: Areniscas micáceas rojas, blancas y verdes.
-26 metros: Arcillitas con areniscas micáceas rojas, blancas y verdes.
-8 metros: Areniscas de grano fino a medio rojas, blancas y grises verdosos.
-155 metros: Arcillitas rojas, verdes y blancas con areniscas rojas, grisáceas y verdosas de grano fino. Niveles de arcillas rojas.
-25 metros: Areniscas blancas y grises con arcillas blancas.
-40 metros: Arenisca roja micácea.
-13 metros: Arcillitas y arcillas rojas con areniscas rojas.
-46 metros: Areniscas ortocuarcíticas rosadas, grises y blancas de grano medio con algunos niveles muy micáceos.
Las areniscas con arcillitas rojas corresponden a la Formación Eslida del Buntsandtein Superior (Tb3) y aunque en el informe de la perforación se indica que el paso al Buntsandtein Medio (Tb2) se situaría a los 431 metros de profundidad, personalmente y en base a mis observaciones en la Sierra del Espadán, me inclino por pensar que estaría mas bien en el metro 510 coincidiendo con la aparición de las ortocuarcitas blancas y rosadas.
OBSERVACIONES.
Durante el estudio de las muestras del sondeo de Sot de Ferrer se han descubierto que las ortocuarcitas blancas, rosadas y grises verdosas de la Formación Areniscas del Cañizar presentan gran cantidad de cristales de pirita. Esta mineralización podría estar relacionada con las mineralizaciones de mercurio y barita tan abundantes en el núcleo del Anticlinal de Espadán (Chovar-Alfondeguilla-Vall d’Uixo) y que han sido descritas en otra entrada de este blog (Tierra de Cobalto). Según los estudios realizados sobre están mineralizaciones estas se formaron a temperaturas de 200ºC a partir de un fluido con una salinidad comprendida entre el 18 y el 21% equivalente en peso de NaCl. Las mineralizaciones de cinabrio y barita se originaron a partir de la mezcla de dos soluciones liquidas, una de origen superficial, rica en sulfato, procedente del lavado de las evaporitas del Muschelkalk Medio (Yesos del Mas) y del Triásico Superior en facies Keuper y otra de origen profundo que seria la que aportaría elemento como el bario, mercurio, antimonio, arsénico, ….. y ácido sulfhídrico, lixiviados del zócalo paleozoico durante la circulación de estos fluidos por el mismo.
El modelo genético propuesto (Cambra 1994) para las mineralizaciones de Hg-Ba de la Sierra de Espadán, es el de un origen profundo de los metales, que fueron movilizados mediante aguas infiltradas de probable origen superficial, calentadas como consecuencia de un alto gradiente geotérmico y que ascendieron por fallas lístricas enraizadas en el basamento, mezclándose con una solución de origen superficial y rica en sulfato. La etapa de movilización de soluciones estaría relacionada con las etapas distensivas asociadas a la evolución de la cuenca de sedimentación mesozoica, y con el evento térmico que provocó la actividad volcánica finitriásica o jurásica.
CONCLUSIONES:
Tal como se deduce de los resultados de las investigaciones hidrogeológicas, el espesor de la Formación Eslida es muy similar en los tres sondeos de investigación: 338 metros en el Sot de Ferrer y 310 metros en Vall d’Uixó que son similares a los encontrados en Eslida y Chovar (370 y 310 metros). Las litologías de la formación también son muy similares en toda la zona: arcillitas rojas oscuras, arcillas rojizas y areniscas rojas micáceas con algunas intercalaciones de areniscas blancas y grises.
La Formación Areniscas Cañizar se caracteriza por presentar una facies muy típica formada principalmente por ortocuarcitas blancas, rosadas y grises con muy escasas intercalaciones de arcillitas rojas.
En la siguiente figura he representado la columna litoestratigráfica de Sot de Ferrer y su correlación con la columna de La Pipa de Vall d’ Uixó. La distancia que separa ambos sondeos es de 13 kilómetros.
DISCUSION:
Parece claro que en este sector levantino de la Cordillera ibérica no aparecen los depósitos volcanoclásticos en facies saxoniense tan abundantes en el Pérmico Inferior (Autuniense) en otros sectores mas septentrionales de la Cordillera (Alto Tajo) y de la Zona Cantábrica. La causa de esta ausencia puede ser la erosión de los mismos o sencillamente su no deposición ya que durante la parte inferior del Pérmico (Autuniense) esta zona podría pudiera haber permanecido como un macizo levantado o en proceso de levantamiento por efecto de los movimientos tardihercinicos, tal como lo parece indicar la presencia de afloramientos paleozoicos en la zona lo que indicaría la proximidad del zócalo varisco a la superficie.
La estructura de la Sierra del Espadan responde a la de un gran pliegue en caja con el núcleo horizontal y flancos verticalizados que llegan a invertirse y con una marcada esquistosidad de abanico convergente. Esta esquistosidad definida como "alpina" se forma en tres etapas en las que se forman y se deforman los planos de esquistosidad hasta alcanzar una geometría sigmoidal.
Como hemos visto en esta entrada, la deformación tectónica de los materiales del Pérmico Superior (Thuringiense) es mucho más acusada que la del resto de las formaciones triásicas mas modernas y todo parece indicar que el limite de la deformación tardihercinica habría que situarlo en el limite de las Formaciones Limos y areniscas de Alcotas del techo del Pérmico (Thuringiense) y las Areniscas del Cañizar del Triásico Inferior (Scytiense) donde se localiza una superficie de no sedimentación marcada por un "hard ground" y un cambio muy marcado en las condiciones de sedimentación originado por un abrupto cambio climático cuyo origen podría ser el fin del levantamiento hercínico.
Es decir: en esta zona de la Cordillera Ibérica el fin del plegamiento hercínico podría situarse en el limite Paleozoico - Mesozoico o mas precisamente en el limite Pérmico - Triásico.
DISCUSSION:
It seems clear that in this levantine sector of the Iberian Cordillera there are no volcanoclastic deposits in saxonian facies so abundant in de Lower Permian (Autunien) other more northern sector of the Cordillera (Alto Tajo) and the cantabria Zone. The cause of this absence can be the erosión of them or simply their non-deposition.
The non-sedimentation during the lower part of the Permian (Autunien) could be explained if this area remained as a massif raised or in the process of being lifted by the effect of the tardihercinic movements, as it seems to indicate the presence of Paleozoic outcross the indicate the proximity of the sole varisc to the surface.
The structure of the Sierra del Espadán responds to that a large box fold with the horizontal core and vertical and inverted flanks a marked converging fan schistosity or cleavage. This schistosity defined as "alpine" is formed in three stager in which the planes of schistosity are formed and deformed until reaching a sigmoidal geometry.
As we have seen in this entry, the tectonic deformation of the materials of the Upper Permian (Thiringian) is much more pronounced than that of the rest of the more modern Triassic formations and everything seems to indicate that the limit of the delayers deformation should be placed at the limit or de Alcotas Formation of de Permian roof (Thuringian) and the Cañizar Formation of the Lower Triassic (Scytien) where a non-sedimentation surface marked by a hard ground is located and a very marked change in the conditions of sedimentation caused by an abrupt climate change whose origin could be the end of the hercynian upheaval.
That is to say: in this area of the Iberian Range the end of Hercynian folding could be located in the Paleozoic -Mesozoic limit.
La estructura de la Sierra del Espadan responde a la de un gran pliegue en caja con el núcleo horizontal y flancos verticalizados que llegan a invertirse y con una marcada esquistosidad de abanico convergente. Esta esquistosidad definida como "alpina" se forma en tres etapas en las que se forman y se deforman los planos de esquistosidad hasta alcanzar una geometría sigmoidal.
Como hemos visto en esta entrada, la deformación tectónica de los materiales del Pérmico Superior (Thuringiense) es mucho más acusada que la del resto de las formaciones triásicas mas modernas y todo parece indicar que el limite de la deformación tardihercinica habría que situarlo en el limite de las Formaciones Limos y areniscas de Alcotas del techo del Pérmico (Thuringiense) y las Areniscas del Cañizar del Triásico Inferior (Scytiense) donde se localiza una superficie de no sedimentación marcada por un "hard ground" y un cambio muy marcado en las condiciones de sedimentación originado por un abrupto cambio climático cuyo origen podría ser el fin del levantamiento hercínico.
Es decir: en esta zona de la Cordillera Ibérica el fin del plegamiento hercínico podría situarse en el limite Paleozoico - Mesozoico o mas precisamente en el limite Pérmico - Triásico.
DISCUSSION:
It seems clear that in this levantine sector of the Iberian Cordillera there are no volcanoclastic deposits in saxonian facies so abundant in de Lower Permian (Autunien) other more northern sector of the Cordillera (Alto Tajo) and the cantabria Zone. The cause of this absence can be the erosión of them or simply their non-deposition.
The non-sedimentation during the lower part of the Permian (Autunien) could be explained if this area remained as a massif raised or in the process of being lifted by the effect of the tardihercinic movements, as it seems to indicate the presence of Paleozoic outcross the indicate the proximity of the sole varisc to the surface.
The structure of the Sierra del Espadán responds to that a large box fold with the horizontal core and vertical and inverted flanks a marked converging fan schistosity or cleavage. This schistosity defined as "alpine" is formed in three stager in which the planes of schistosity are formed and deformed until reaching a sigmoidal geometry.
As we have seen in this entry, the tectonic deformation of the materials of the Upper Permian (Thiringian) is much more pronounced than that of the rest of the more modern Triassic formations and everything seems to indicate that the limit of the delayers deformation should be placed at the limit or de Alcotas Formation of de Permian roof (Thuringian) and the Cañizar Formation of the Lower Triassic (Scytien) where a non-sedimentation surface marked by a hard ground is located and a very marked change in the conditions of sedimentation caused by an abrupt climate change whose origin could be the end of the hercynian upheaval.
That is to say: in this area of the Iberian Range the end of Hercynian folding could be located in the Paleozoic -Mesozoic limit.
