ANTECEDENTES:
En Pendueles (Oriente de Asturias) y sobre las calizas del Carbonífero Inferior (Caliza de Montaña) se encuentra una serie flysch formada por turbiditas que han sido descritas en una anterior entrada de este blog (Octubre 2.020). Entre las calizas carboníferas y las turbiditas se sitúa un tramo silíceo constituido por 40 metros de cherts de origen biológico (espiculítico) que no se encuentra en ningún otro lugar de la Zona Cantábrica, al menos con ese grosor y continuidad litoestratigráficas.
La presencia de este potente tramo de chert llama poderosamente la atención por su singularidad y características únicas por lo que, para intentar ubicarlo geológicamente y averiguar su origen, he realizado una investigación tratando de encontrar niveles parecidos y a ser posibles correlacionables estratigráficamente. He centrado las pesquisas en el ámbito del Orógeno Varisco y dentro de este en el Carbonífero Inferior en facies turbidíticas con niveles biosilíceos. A continuación, expondré el resultado de esta investigación detallando las características de los distintos niveles de cherts encontrados y sus similitudes y posibles relaciones con el de Pendueles.
El Flysch de Pendueles:
Como ya ha sido objeto de una anterior entrada de este blog (Octubre de 2.020), solo realizare un resumen de sus principales características litoestratigráficas.
La secuencia estratigráfica en la que se incluye el tramo de chert se localiza sobre la Formación Valdeteja una Unidad calcárea que constituye la parte superior de la anteriormente conocida como "Caliza de Montaña" que incluye a las Formaciones Barcaliente y Valdeteja y que en esta zona puede presentar un espesor superior a los 300 metros.
En la siguiente fotografía, realizada en la Playa de Vidiago, se puede ver estas calizas con sus característicos niveles de margas calcáreas negras laminadas intercalados.
Esta Formación carbonatada está compuesta de calizas bioesparíticas de color claro y de aspecto masivo que contienen foraminíferos de edad Bashkiriense (Namuriense superior- Westphaliense inferior).
En la cartografía del IGME que se puede ver en la siguiente figura, a la Formación Valdeteja + Picos de Europa (142) se le asigna una edad Kasimoviense-Moscoviense y a la suprayacente Formación Beleño (169) una edad Moscoviense-Bashkiriense tal como también aparece en la columna de la sucesión del Manto del Ponga de la Figura 1.
Directamente encima de las calizas carboníferas se sitúa la secuencia del Flysch de Pendueles que comienza con el nivel de chert objeto de este articulo. En la Playa de Bretones (Playa de Vidiago o Ensenada de Novales) este tramo tiene un espesor de 40 metros que parece disminuir lateralmente hacia la Playa de Pendueles, aunque esto es difícil de comprobar debido a la densa cubierta vegetal de la zona y la mala calidad de los afloramientos.
En la siguiente figura (Fig. nº 4) se puede ver la ortofoto (Google) el trazado del tramo de chert del Flysch de Pendueles entre las Playa de Vidiago y la de Pendueles:
Encima del tramo de chert aparece un nivel de calizas encriníticas brechoides y después tableadas, que pasan a una alternancia de lutitas con calizas y más arriba a lutitas con areniscas. La serie culmina con un potente (130 m) tramo de areniscas masivas o en estratos gruesos con una típica erosión alveolar y algo de pizarras y carbón. En la siguiente fotografía se puede aprecia el grosor de los estratos y la típica erosión alveolar de las areniscas de este tramo.
Algunos investigadores han sugerido que debido a que la edad de las calizas situadas por debajo del nivel de chert es Bashkiriense superior (Melekesianiense o Westphaliense A) mientras que la edad de las calizas situadas por encima del chert es Kashiriense medio (Westphaliense B o Moscoviense) debería de existir, a techo de la capa de chert, una laguna estratigráfica, que abarcaría varios millones de años (Kashriense Inferior) que algunos autores asimilan a la Fase Palentina de la Orogenia Varisca. En la siguiente tabla (Figura nº 6) se enmarca este lapso temporal que abarcaría esta laguna dentro de la escala geocronológica:
Teniendo en cuenta que los depósitos sedimentarios biosilíceos corresponden a depósitos condensados con tasas de sedimentación muy bajas, para explicar la diferencia temporal entre el muro del chert de Pendueles y su techo no es necesario considerar la existencia de una laguna estratigráfica pues con tasas de sedimentación medias de 5 metros de cherts por millón de años serian necesarios 8 millones de anos para que se acumularan los 40 metros de chert de Pendueles. Si aplicaremos tasas de sedimentación semejantes a las consideradas para los depósitos de cherts renanos necesitaríamos aun mas tiempo, unos 20 millones de años para acumular este espesor de chert. En la siguiente figura se puede ver la columna que figura en el IELIG CA0022 (Sección del Carbonífero superior de la Ensenada de Novales) en la que se ha remarcado el tramo de chert en el intervalo temporal Bashkiriense Superior - Kashiriense Medio que correspondería al intervalo Moscoviense en la columna de la figura nº 1.
Este intervalo turbíditico fue estudiado y descrito por E. Martínez García et al. en su trabajo: “El Flysch carbonífero de Pendueles” publicado en el nº 3 de la revista Trabajos de Geología de la Universidad de Oviedo. En este articulo se ha estudiado una serie de 380 metros de espesor en la que se han establecido 6 tramos de los que dos tercios corresponden a turbiditas calcáreas y el resto a depósitos terrígenos, diferenciándose una parte basal (Tramos 1, 2 y 3) constituida por calizas y chert sobre la que se sitúan lutitas calcáreas (Tramo 4) que van pasando a lutitas con calizas y areniscas (Tramo 5) y termina en un tramo de areniscas y lutitas arenosas carbonosas (Tramo 6). En la siguiente figura se puede ver la distribución de estos tramos en una ortofoto (Google) de la Playa de Vidiago.
En el mencionado artículo se adjunta una cartografía geológica esquemática de la zona costera de Pendueles junto a un perfil geológico N – S de la estructura tectónica y que por su claridad y sencillez he coloreado e insertado en la siguiente figura (nº 9):
Martínez García describe en su trabajo un nivel (Tramo 2) compuesto de 40 metros de chert de aspecto bandeado con alternancia de bandas claras y oscuras frecuentemente muy deformadas. La observación microscópica revela que el chert está formado por gran cantidad de espículas y cuarzo microcristalino. En la parte superior del chert hay un nivel, muy tapado, de arcillas rojas vinosas y areniscas grises verdosas con pequeños cantos y estratificación gradada que constituyen el paso al tramo siguiente.
El tramo de cherts se puede ver en la Playa de Vidiago y en la de Pendueles, donde aparecen con un marcado bandeado milimétrico a base de niveles blancos y grises claros junto a cherts de colores más oscuros verdosos y grisáceos que serán descritos con mayor detalle mas adelante.
El tramo se presenta muy tapado como consecuencia de estar intensamente fracturado, incluso sus límites están tapados por desprendimientos por lo que no se pueden ver con claridad, tal como se puede ver en la siguiente fotografía que corresponde al intervalo de chert en la Playa de Vidiago o Ensenada de Novales:
Encima del tramo de chert, Martínez García describe un tramo que se caracteriza por la presencia de calizas grises en bancos gruesos o masivos como se puede ver en la fotografía de la siguiente figura. En este último caso se pueden presentar con aspecto brechoide o formadas casi exclusivamente por fósiles, generalmente crinoideos, aunque en algunas capas pueden presentarse corales, briozoos y lamelibranquios. Estas calizas alternan con calizas más oscuras en capas de pocos centímetros.
Otra característica de este tramo es la presencia de chert en algunos niveles. Este chert se dispone de dos formas respecto a las calizas: en ocasiones se interestratifica con ellas formando alternancias en las que las capas de chert no suelen sobrepasar los 15 centímetros de espesor (ver fotografía de la siguiente figura). En otros casos las capas de chert se disponen más o menos perpendiculares a la estratificación adoptando formas irregulares ramificadas.
Las estructuras sedimentarias son bastante escasas, siendo las más frecuentes las laminaciones paralelas, las laminaciones convolutas y estratificaciones gradadas marcadas por acumulaciones de artejos de crinoideos. Algunas calizas presentan zonas arenosas a modo de diques de arena.
La parte alta del tramo está formado por una alternancia de calizas grises beiges de patina amarillenta con otras de color gris más oscuro.
En este tramo pueden aparecer fósiles de corales, briozoos y lamelibranquios, aunque los mas abundantes son los artejos de crinoideos. En este tramo he encontrado margas con una marcada bioturbación del icnogenero Zoophycus que han sido descritas en la Formación Ricacabiello.
Radiolaritas y espongiolitas:
Hay una cierta confusión entre el significado exacto de los términos: chert, sílex, lidita, pedernal y sus numerosas variedades. El termino “chert” se utiliza para referirse a todas las rocas compuestas por cuarzo microcristalino, criptocristalino o microfibroso. Los sílex o chert bandeados se suelen presentar asociados a carbonatos y lutitas en márgenes pasivos y a rocas volcánicas en zonas de borde de placas.
La radiolarita o lidita es una roca sedimentaria bioquímica que se forma por la acumulación de los esqueletos silíceos de con cemento silíceo. Estos esqueletos pertenecen a los radiolarios unos microorganismos unicelulares (protozoos ameboides), marinos y estenohalinos, que forman parte del zooplancton preferentemente en la zona eufótica, esto es en aguas superficiales (-200 m), cálidas (tropicales a semitropicales). Aparecieron en el registro fósil en el Cámbrico Superior y aun viven en la actualidad. Estos animales unicelulares viven dentro de un caparazón compuesto de sílice amorfa (ópalo A) con forma de capsula con poros por los que salen al exterior los pseudópodos que les confieren la forma que les da nombre. El Orden Spumellaria, que es uno de los mas abundantes, presenta esqueletos complejos poliédricos con conchas esféricas o esferoides, únicas o múltiples concéntricas con una capsula central. Alrededor de la concha y con simetría radial hay espículas simples o espinas complejas (triradiadas, etc….) tal como se puede ver en la siguiente figura:
Cuando estos organismos unicelulares mueren, tras un ciclo vital de tan solo algunas semanas, sus caparazones o exoesqueletos silíceos caen al fondo a una velocidad tan lenta que pueden tardar semanas en llegar, acumulándose y formando el lodo o barro de radiolarios. Inmediatamente a producirse la muerte del organismo empieza la disolución de su esqueleto que es paralela a la curva de temperatura/profundidad de las aguas oceánicas, siendo mas acusada en los primeros 750 metros de profundidad para disminuir según se va hacia abajo. La disolución de la sílice esquelética se hace mas intensa cuando llegan a la interfaz agua/sedimento continuando una vez producido el enterramiento.
En el fondo del mar los esqueletos de los radiolarios, formados por ópalo un mineral amorfo, se transforman en agregados microcristalinos de cuarzo. La acumulación de lodos de radiolarios se produce en cuencas sedimentarias profundas (+3.000 m) por debajo del nivel de compensación del carbonato y con una muy baja tasa de sedimentación clástica (arenas, limos o arcillas) aunque también existen radiolaritas en formaciones de facies poco profundas, pero siempre por debajo de la profundidad de las olas de tormenta y de las corrientes superficiales. Después de su sedimentación comienza un proceso diagenético con una lenta transformación del ópalo A a ópalo C para finalmente transformase en cuarzo criptocristalino estable. Estos cambios de fase ocasionan una disminución de la porosidad del lodo acumulado que se compacta de tal manera que se necesitan de 3 a 5 metros de lodo de radiolarios para cada metro de sedimento consolidado. En el Jurásico de los Alpes las tasas de sedimentación eran altas acumulándose de 7 a 15 metros de lodos de radiolarios cada millón de años que después de la compactación quedaron reducidas a 2 o 3 metros de sedimentos bio silíceos, esta tasa disminuye a 0,70 metros por millón de años en los Alpes orientales. En cambio, en el Triásico de Japón han llegado a medirse tasas de hasta 34 metros por millón de años. En la actualidad estas tasas se sitúan entre 1 y 5 metros por millón de años.
Las radiolaritas son rocas de estructura cripto a microcristalina (de 5 a 20 nm) masivas, muy duras y frágiles (pedernales y/o sílex) de brillo vítreo o céreo, de fractura concoide con bordes afilados, muy buscadas y utilizadas como herramientas líticas en el Paleolítico, que se fragmentan en trozos rectangulares. Aunque los esqueletos de los radiolarios son incoloros las radiolaritas pueden estar coloreadas según las sustancias minerales o materia orgánica que le confieren coloraciones que pueden ser de color rojizo debido al Fe (hematíes), de color negro si contienen materia orgánica (liditas), también pueden presentarse otras coloraciones (verdes, amarillas, etc…).
Las espongiolitas son también rocas bioquímicas pero originadas por la acumulación de los esqueletos silíceos de esponjas hexactinélidas o litistidas (Porífera) organismos marinos que viven entre los 200 y los 2.000 metros de profundidad.
Todas las esponjas hexactinélidas se desarrollan en la vertical y cuentan con estructuras especializadas que les permiten fijarse al fondo oceánico blando. La mayoría tienen simetría radial, con formas cilindricas, de vaso o con ramas. La longitud promedio de estos organismos es de 10 a 30 cmts, aunque algunas especies pueden ser mas grandes. Poseen una cavidad central cavernosa a través de la cual fluye el agua: el atrio, conectado con el exterior por una apertura superior: el ósculo que es por donde la esponja saca el agua al exterior y que en algunas especies, esta cubierto por una capa de espículas intrínsecamente tejidas. Las esponjas suelen presentan una coloración pálida. La Clase Hexactinellida incluye los tipos de organización sino y leucon . Las espículas se dividen según el tamaño en meglascleras (+100 nano mm) y microscleras (-100 nano mm). En la figura de la derecha se puede ver una representación de una esponja con su partes principales. Al contrario de los radiolarios que son planctónicos, las esponjas son completamente sésiles (bentónicas) y viven sujetas al fondo sobre sustratos blandos y en forma individual o agrupadas formando de montículos que pueden alcanzar 18 metros de altura. Estos organismos aparecieron en el registro fósil en el Precámbrico (Edicárico).
El esqueleto de los hexactinélidos es completamente silíceo. Y las espículas son triaxonas, es decir, están organizadas en tres ejes perpendiculares que forman seis radios de sección cuadrada y en ocasiones están fusionadas entre sí, creando una estructura rígida.
Las cadenas de espículas conforman una red de tejidos sincitiales. Las corrientes de agua entran en el organismo a través de los espacios sincitiales donde existen células flageladas que carecen de núcleo y cuya función es la de batir sus flagelos para que la corriente fluya a través de la esponja. Aunque no tienen nervios, la esponja silícea es capaz de transmitir señales eléctricas a través de los tejidos sincitiales. En la siguiente fotografía tomada de Wikipedia (Fig. nº 16) se puede ver el entramado que forman las espículas en una esponja hexactinélida (Euplectella).
Las radiolaritas están constituidas por un máximo del 60% de restos de las partes duras de radiolarios, raramente más. Las láminas claras consisten mayoritariamente de espículas radiolarios bien preservadas y las oscuras son ricas en carbono orgánico y/o pirita. El mineral predominante en este tipo de rocas es el cuarzo/calcedonia con minerales accesorios siliciclásticos, minerales autigénicos (cuarzo limoso, feldespatos, filosilicatos), fragmentos volcanoclásticos (cuarzo, feldespatos, mica, esquirlas de vidrio alterado), carbono orgánico, óxidos metálicos y sulfuros (especialmente hematita y pirita), minerales pesados y cristales de calcita, dolomita y apatito.
En láminas delgadas los radiolarios se caracterizan por presentar secciones transversales casi siempre circulares de hasta 300 μm de diámetro, elementos esqueléticos internos, estructuras porosas, espinas y fragmentos de espinas de hasta 200 μm de longitud y 60 μm espesor. El grado y tipo de conservación de los radiolarios es variable y depende de los crecimientos diagenético y metamórficos y de la disolución selectiva que hayan sufrido.
En la siguiente imagen tomada con un microscopio petrográfico, se pueden ver espículas en forma de cilindros con un canal interior.
La calidad de preservación de los radiolarios varía desde excelente a pobre pudiendo llegar a desaparecer siendo sustituidos por texturas microcuarcíticas (“criptoradiolarita”). Durante la diagénesis pueden formarse pequeños cristales de cuarzo/calcedonia (<5-30 μm) con accesorios como pirita, hematita, clorita, calcita, dolomita y carbono. Los rellenos de los poros están compuestos mezclas de cuarzo criptocristalino a microcristalino abigarrado con calcedonia esferulítica, clorita, pirita, hematita, calcita, carbono y minerales arcillosos. Algunos rellenos de radiolarios contienen lepiesferas de cristobalita-tridimitadita genéticamente tempranas (“ópalo-CT”) reemplazados por microcuarzo diagenéticamente tardío.
En la siguiente fotografía (x 30 aumentos) se puede ver el bandeado de un chert de Pendueles que todavía conserva restos de espículas orientados paralelamente a las bandas:
La disolución por presión da como resultado la formación de bandas microestiliolíticas subparalelas a la estratificación, ha acentuado las superficies de estratificación y es el principal responsable de la típica disposición en bandas del chert en los afloramientos. Pese a la intensidad de las alteraciones diagenéticas se pueden conservar restos de espículas y otros componentes siliciclásticos que indican la existencia de un fango original de radiolarios con mezclas de terrígenos de grano fino.
Durante la diagénesis temprana el fango compactado retuvo restos que perduraron a la disolución durante el asentamiento pelágico y en el contacto sedimento/agua. Durante esta diagénesis la sílice original de los radiolarios formada por ópalo-A, fue parcialmente disuelta y transformado a ópalo-CT además durante la litificación se produjo una precipitación, a partir de aguas intersticiales, de cemento de ópalo-CT con la formación de “porcelanita” (mineral de ópalo-CT). Durante la diagénesis tardía, el ópalo-CT metaestable se transformó a cuarzo/calcedonia, formándose pedernales de cuarzo maduros seguidos por procesos de presión-solución y de metamorfismo regional débil.
Los cherts espiculíticos constituyen sólo un pequeño porcentaje de los chets del Culm y en muchos casos se presentan en forma de láminas individuales dentro de los chert de radiolarios. La alteración diagenética de los cherts espiculíticos y radiolaríticos es similar.
Características del chert de Pendueles:
En el Tramo 2 de la Serie Flysch de Pendueles, como se ha mencionado anteriormente, presenta un espesor de 40 metros y esta formado por chert bandeados de colores grises claros y blancuzcos con algunas otras tonalidades (verdes, cremas,…). En la siguiente fotografía se puede ver un fragmento de un chert gris con una marcada laminación mas oscura:
En la siguiente fotografía se puede ver una muestra de un chert de color verde que también presenta un bandeado mas oscuro, casi negro por materia orgánica:
Como ya se ha mencionado el afloramiento de cherts de Pendueles en la Playa de Vidiago se encuentra muy tapado por la vegetación y los desprendimientos del terreno por lo que no llega a mostrár un perfil continuo. Ademas las rocas presentan una intensa facturación que origina una meteorización en fragmentos mas o menos cuadrados de muy variados tamaños (de gravas a bloques) tal como se puede ver en la fotografia de la derecha que corresponde a uno de estos fragmentos desprendidos del acantilado. La exposición en la Playa de Pendueles todavía es peor y solo se le puede ver, muy cubierto por derrubios y vegetación en el camino que baja a la playa.
Aparte de su dureza y fragilidad la otra característica muy típica de los cherts es que suelen presentarse bandeados o muy finamente laminado como se puede ver en la siguiente fotografía con una alternancia de laminas blancas, grises pálidas y grises mas oscuras, generalmente paralelas, aunque también pueden presentarse ligeramente onduladas:
Estas bandas están formadas por sílice amorfa que se presenta en laminas de tonalidades blancas, grises claras y oscuras a veces algo coloreadas. En algunas de las laminas mas oscuras se llegan a distinguir pequeñas espículas orientadas paralelamente a la laminación, tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía realizada con 30 aumentos:
Otras veces el bandeado viene marcado por una diferente porosidad observándose que algunas de las bandas mas claras (blancas) presentan una mayor porosidad, tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía, también realizada con 30 aumentos:
Antes de describir niveles biosiliceos similares al Chert de Pendueles describiré su ubicación geológica regional con el fin de poder correlacionarlos posteriormente.
GEOLOGIA REGIONAL
OROCLINALES DEL OROGENO VARISCO EN EL OESTE DE EUROPA:
La Serie Flysch de Pendueles se localiza en La Región del Manto del Ponga una de las unidades de la Zona Cantábrica del Macizo Ibérico, el cual pertenece al Orógeno Varisco Europeo Occidental o Hercínico. En la siguiente figura clásica tomada de Vera 2004, puede verse la división de la Zona Cantábrica en Unidades Mayores (regiones):
El Orógeno Varisco Europeo Occidental está formado por una serie de oroclinales curvados siendo de todos ellos el más apretado, el par formado por los oroclinales Cantábrico-Ibérico Central que se presentan dando su configuración en forma de S al Macizo Ibérico.
El oroclinal más septentrional situado en la parte central del Cantábrico (Asturias) conserva en su núcleo el promontorio varisco (Zona Cantábrica), mientras que los complejos alóctonos (zona Galicia-Tras-os-Montes) ocupan el núcleo del oroclinal más meridional situado en la parte oriental de la Zona Centro ibérica. En la siguiente figura se puede ver esta forma de los oroclinales ibéricos en relación con el Orógeno Varisco Europeo Occidental:
La existencia de los oroclinales Cantábrico y Centro Ibérico en forma de S es incompatible con la interpretación tradicional de un vínculo directo del suroeste de Iberia con el Macizo Armoricano nororiental y el Sur de las Islas Británicas en torno al llamado Arco Ibero-Armoricano, por ello y para interpretar la geometría del Orógeno Varisco de Europa Occidental, es necesario recurrir a estudios estructurales, estratigráficos, paleomagnéticos y sedimentológicos. Estos estudios demuestran que el acoplamiento en S de los oroclinales ibéricos fue debido al plegamiento de un segmento lineal del Orógeno Varisco que originalmente tenía una longitud lineal de aproximadamente 2.300 km tal como se muestra en la figura nº 25 donde se puede ver como seria la distribución del Orógeno Varisco antes de la formación de los oroclinales ibéricos.
La formación de los oroclinales ocurrió en el Carbonífero tardío (310 Ma) durante un período de 20 m.a. entre el cese del acortamiento este-oeste del Orógeno Varisco, y la superposición disconforme de sucesiones sedimentarias terrígenas en el Pérmico temprano (290 Ma) siendo por tanto estructuras post-variscas.
El estrés post-varisco, paralelo al Orógeno, dio como resultado un acortamiento, por plegamiento, superior a los 1.000 km con velocidades de traslación superiores a 5 cm / año La magnitud de este acortamiento requiere la remoción de un área de superficie de e 1 × 106 km2 de litosfera, lo que sugiere que el Orógeno estaba ligado a una zona de subducción pues la rápida velocidad de traslación durante la formación del oroclinal es consistente con la deformación impulsada por la subducción de la litosfera oceánica con la que se acopló el Orógeno.
La Cuenca de antepaís Cantábrica:
El Flysch de Pendueles esta considerado un deposito de una cuenca de antepaís. Una cuenca de antepaís se forma como consecuencia de la deformación y flexura de la litosfera con el desarrollo de un surco profundo y un arqueamiento flexural. El modelo evolutivo tectonosedimentario de la Zona Cantábrica durante el Carbonífero corresponde al de una Cuenca de antepaís (Rodríguez Fernández, 1991) que se forma como consecuencia de la que la sobrecarga litostática producida por la acumulación tectónica de laminas alóctonas (“Wedge top”) lo que ocasiona que, por delante de ella, se forme una depresión isostática, es decir un “surco de antepaís” (“foredeep”) que se va amortiguando gradualmente hasta una zona no afectada que constituye el “antepaís” o (“foreland”) entre ambos se sitúa un “umbral intermedio” (“forebulge”).
En la siguiente figura se puede ver un esquema de un sistema de cuenca de antepaís (Wikipedia):
La historia sedimentaria de una cuenca de antepaís esta básicamente controlada por la disponibilidad de sedimentos detríticos, así si hay alta disponibilidad de los mismos se formaría una cuenca del tipo “overfilled” o “saciada” caracterizada porque la tasa de sedimentación es mayor que la de subsidencia en la que se forman ambientes marinos someros y de transición y donde la elevación (domamiento) flexural queda manifestado por una sedimentación del tipo condensado. Por el contario, si el aporte de sedimentos terrígenos es mínimo se formaría un surco profundo en el que dominaría la sedimentación pelágica lenta en una cuenca de tipo “underfilled” o “famélica” acompañada por un levantamiento por arqueamiento flexural que podría ocasionar exposiciones subaéreas y por lo tanto una discordancia entre los depósitos preorogénicos y los sinorogénicos.
Debido al avance del frente orogénico, el conjunto del surco y del arqueamiento se desplazarán hacia el antepaís. Este avance provoca la progradación de los ambientes y de las facies sedimentarias hacia la cuenca de antepaís y causa un diacronismo donde los depósitos más antiguos se sitúan en las proximidades del frente orogénico.
El modelo tectono-sedimentario de la Zona Cantábrica en el lapso Devónico tardío – Carbonífero temprano representa la evolución de estas cuencas de antepaís “starved” o “famélicas”. La deformación varisca comenzó en el límite Devónico – Carbonífero con un frente orogénico situado en las zonas internas del Macizo Ibérico y un surco profundo y un abombamiento periférico en áreas alejadas del mismo. De esta manera el área central de la Zona Cantábrica fue elevada y erosionada formándose una discordancia entre el Paleozoico Inferior (Ordovícico) y la primera unidad sinorogénica cantábrica la Formación Ermita del Devónico superior. Cuando cesaron los aportes siliciclásticos gruesos, predominantes en esta Formación, el surco comenzó a recibir aportes de materiales detríticos finos sedimentándose las pizarras negras de la Formación Vegamían y las barras siliciclásticas de la Formación Baleas. Entre el Devónico Superior y el Namuriense A basal la secuencia sedimentaria está fuertemente condensada con depósitos marinos profundos y someros interdigitados (Formación Alba).
Como se ha mencionado el surco de la cuenca de antepaís migra en el tiempo a medida que el frente orogénico avanza, y se va rellenando con sedimentos procedentes del transpaís elevado que se organizan en secuencias de somerización con geometría en cuña clástica (“clastic wedge”) con sus depocentros sucesivamente mas adelantados. Las unidades aloctonas se van imbricando sucesivamente (“forward”) lo que ocasiona que los sucesivos surcos de antepaís sean solidariamente transportados por la lamina que tienen emplazada delante (“piggy back basin” o surco de antepaís alóctono) y que posteriormente puedan ser canibalizados y erosionando total o parcialmente al ser incorporados al transpaís emergido, esto provoca una sucesiva reducción del tamaño de la cuenca sinorogénica.
Durante el Carbonifero Inferior (Viseense) el frente orogenico varisco se situó próximo a la Zona Asturoccidental leonesa y el conjunto de surco y arqueamiento periférico micro hay el antepaís con la consiguiente transgresión de facies profundas sobre facies someras lo que origino un marcado diacronismo en la base de las distintas unidades. A lo largo de este proceso el talud continental sufrio un aumento de su inclinación dando origen a flujos de gravedad que transportaban material desde áreas someras a áreas profundas comenzando en este momento la sedimentación turbidítica en la rama externa de la Zona Cantábrica (Formación Olleros y equivalentes). A partir del Namuriense Superior-Westphaliense y con del incremento de los aportes detríticos la cuenca de antepaís se trasformo en una cuenca "overfilled" o "saciada".
La secuencia de relleno de una cuenca de antepaís seria como la que podemos ver en la Serie Flysch de Pendueles, empezaría con una sedimentación marina profunda (cherts) sobre la que se situaría una sedimentación turbidítica también profunda (flysch) y posteriormente aparecerían depósitos detríticos (areniscas) mas someros marinos, de transición y continentales (Covey 1986). En la siguiente figura (nº 27) se puede ver la interpretación que de la cuenca carbonífera cantábrica realiza Agueda:
Durante la Orogenia Varisca, es decir durante el Carbonífero, se desarrollaron algunas de estas cuencas de antepaís (Facies Cum). Mas concretamente durante el Carbonífero Inferior (Tournasiense, Viseense y Namuriense inferior) y ocupando toda la Zona Cantábrica se instalo una cuenca de antepaís con la sedimentación restringida por la ausencia de aportes detríticos desde el transpaís elevado y rodeada por el oeste y el sur por un umbral (“fore bulge”).
En la figura de la derecha se puede la secuencia del relleno de la cuenca de antepaís cantábrica con un frente orogénico (“wedge top”) que avanza sobre un surco profundo (“fore deep”) que lleva asociado un antepais (“foreland”) y que esta separado del surco por un umbral en el que se deposita la Formación Valdeteja.
Carbonífero del Priorat:
En este afloramiento del zócalo paleozoico varisco ibérico se han definido 5 Unidades litoestratigráficas que son de muro a techo: Limolitas silíceas y cherts de Les Vilelles, Unidad de Cherts de Torroja, Unidad de Areniscas ocres de Les Bassetes, Unidad de Lutitas y areniscas finas de Scala Dei y Unidad de Areniscas y lutitas de Poboleda.
En la siguiente figura de la derecha se puede ver la columna estratigráfica sintética de esta serie:
En la secuencia estratigráfica antes descrita destacan dos unidades compuestas mayoritariamente por depósitos silíceos de origen biológico o chert y que se describen a continuación:
-Unidad Basal de Les Vilelles.
Constituida por mas de 250 metros de liditas y pizarras negras fuertemente replegadas y tramos formados por alternancias centimétricas de pizarras y cuarcitas. Las liditas podrían corresponder a antiguas radiolaritas depositadas en un fondo marino profundo y sus repliegues podrían corresponder a la deformación tectónica y/o a deslizamientos submarinos. Su edad se atribuye al Devónico medio-superior en base a su microflora.
-Unidad de Cherts de Torroja.
Esta Unidad se localiza entre las limolitas y cherts del Devónico y las areniscas del Carbonífero, constituyendo el límite físico entre las series pre-carboníferas y las carboníferas. Se trata de un nivel continuo con un espesor de 0 a 20 metros que está formado al 99% por cherts, una roca siliciclástica cuarcítica muy dura de tamaño de grano fino con radiolarios como componentes esqueléticos principales por lo que podrían considerarse como radiolaritas.
Dentro de esta unidad se han diferenciado dos facies: una facies tableada y una masiva. Cuando se presentan ambas juntas, la primera aparece en la parte inferior de la serie mientras que la segunda ocupa la parte superior. La facies tableada es la mejor representada y la más extensa. Se caracteriza por la presencia de cherts de coloraciones variables (negros, gris, grises azulados, marrones, crema y/o, blancos) con estructura tableada definida por capas centimétricas a decimétricas (máxima de 40 cm) de extensión lateral decamétrica – hectométrica separadas por capas milimétricas de limolita silícea. De forma puntual y siempre hacia techo de la facies tableada en el contacto con las areniscas de la unidad suprayacente, las capas presentan estructuras sedimentarias ligadas a corrientes (ripples, laminaciones cruzadas y rizaduras). Más escasamente, también se localizan estructuras nodulares de tamaño centimétrico (máximo de 5 cm) recristalizadas y silidificadas. En la siguiente fotografía se puede ver el aspecto de este chert:
-Unidad de Areniscas ocres de Les Bassetes:
Se trata de una unidad detrítica siliciclástica grosera de 150 metros de espesor y concordante sobre la anterior, formada en su mayor parte por areniscas, aunque también incluye otras litologías como: lutitas (argilitas), microconglomerados cuarcíticos, conglomerados polimícticos, cherts bandeados, calizas y dolomías.
Las areniscas se presentan en bancos métricos de areniscas ocres y grises separados por intercalaciones de niveles pelíticos de potencia decimétrica a hemimétrica. Presentan una morfología canalizada y se caracterizan por presentar bases y cicatrices erosivas, estratificación cruzada de relleno de surco y granoclasificación normal. Localmente y hacia la base de los bancos areniscosos, se observan pasadas centimétricas de microconglomerados de clastos angulosos de cuarzo y otros líticos de tamaño inferior a 1 cm.
Hacia techo de la unidad, los bancos pasan a capas centi o decimétricas de areniscas finas donde se observa una alternancia de niveles con estratificación planoparalela, con ripples, con estratificación cruzada hummocky y con herringbones.
Interestratificados entre los bancos de areniscas aparecen cherts bandeados en forma de cuerpos de potencia centimétrica a métrica (máximo 1,5 a 2 m) y de extensión lateral variable, de métrica a decamétrica. Internamente, están formados por capas centimétricas - decimétricas (máximo 1 dm) de cherts bandeados gris azulados. Estas bandas de orden milimétrico – centimétrico muestra una fina laminación planoparalela continua y regular. A menudo, estos niveles de cherts están fuertemente deformados y plegados. En conjunto estos niveles han sido interpretados como olistostromas o cuerpos olistostrómicos (Sáez, 1982).
En esta Unidad también se encuentran estratos métricos de calizas micríticas gris-azuladas tableadas y dolomías marrones, que están interestratificadas con las areniscas grises. Tienen una extensión lateral variable, desde algunas decenas de metros a hectómetros (máximo de 200 a 300 m). Estos bancos calcáreos se componen de una alternancia de capas centimétricas – decimétricas de calizas gris-azuladas micríticas (máximo 40 cm) y capas milimétricas – centimétricas (máximo 3 cm) de pelitas carbonatadas de color gris-verdoso o azulado finamente laminadas. Resalta también su extrema dureza y la fractura concoidea. Internamente, las capas muestran una laminación planoparalela y ondulada continua y/o laminación cruzada, resaltada por alteración meteórica diferencial. Localmente, alguna de estas capas presenta en su interior algún pequeño nivel centimétrico (máximo 5 cm) de chert bandeado gris ocre que puede estar boudinado o no. Es común encontrar dolomías de grano grueso de color marrón ferruginoso intenso que reemplazan la parte superior de los bancos de caliza. Localmente puede aparecer alguna capa decimétrica (máximo 30 cms) de areniscas ocres de grano medio con laminación cruzada y laminación convolute. La caliza a visu parece azoica.
Dentro de la unidad de Areniscas ocres de Les Bassetes se han interpretado dos secuencias deposicionales transgresivo – regresivas de progradación deltaica, con un tramo basal transgresivo representado por chert, que se interpreta como depósitos de pro-delta y un tramo superior de areniscas que se interpreta como facies de frente deltaico por sus estructuras sedimentarias mareales como herringbones, ripples y canales mareales.
La Unidad de Les Bássetes se caracteriza por presentar abundantes restos vegetales dispersos, sobre todo acumulados en las bases erosivas y en ocasiones formando acumulaciones centimétricas en los techos de los paquetes gruesos de areniscas. Se han determinado las siguientes especies: Archaeocalamites cf radiatus y Mesocalamites cf ramifer que se atribuyen al Viseense Medio - Superior (Zona de Gnathodus bilineatus).
Los radiolarios han sido los fósiles empleados para la datación de los niveles de cherts en las unidades de Limolitas silíceas y cherts de Les Vilelles y de Torroja. Ambas ubicadas en el tramo que representa el intervalo de tiempo Devónico – Carbonífero.
En general, los radiolarios de ambas unidades son del orden Espumeláridos (orden Spumellaria), caracterizados por tener una morfología esférica y una simetría radial, pero también se ha encontrado algunos del orden Naseláridos (orden Nassellaria) con simetría axial. En lamina delgada se pueden identificar su morfología y sus estructuras ornamentales como las espinas primarias y secundarias, los poros de la concha cortical externa, las barras radiales y las conchas primaria y secundaria, tal como se puede ver en la siguiente figura.
En el Priorat Central se han diferenciado dos fases de deformación principales: Una primera fase hercínica (F1) en la que se forman pliegues tumbados asimétricos, que localmente pasan a pliegues recumbentes fallados, cabalgamientos, fallas inversas y estructuras retrovergentes. Todas estas estructuras, se observan a diferentes escalas, desde centimétrica a kilométrica. Su dirección es NW – SE vergiendo hacia el SW, excepto las estructuras retrovergentes que tienen una vergencia opuesta hacia el NE o NNE. La mayor estructura es el Anticlinal de Les Vilelles, un pliegue tumbado asimétrico asociado a un cabalgamiento de mayores dimensiones en profundidad. En sus flancos se desarrollan numerosos pliegues de orden menor con pequeños cabalgamientos asociados, lo mismo que sucede en el núcleo del anticlinal. Los pliegues menores de F1 tienen un mejor desarrollo en las unidades bien laminadas de Les Vilelles y de Torroja. Muy localmente se desarrolla un clivaje ligado a la formación de estos pliegues.
Durante la segunda fase (F2), correspondiente a la Orogenia Alpina, se forman estructuras de dirección NE – SW. Estas estructuras, de longitud kilométrica, corresponden a pliegues abiertos con superficies axiales subverticales o con fuertes buzamientos al NW y en menor medida fallas normales. Estos pliegues tienen una longitud de onda kilométrica.
La superposición de los pliegues de F2 sobre los pliegues de F1 da lugar a estructuras de interferencia, a todas las escalas, en formas de domo, de tipo intermedio entre tipo 1 y tipo 2 de Ramsay (1977).
La serie Flyschs de Pendueles y de El Priorat son muy similares, tal como se puede ver en el siguiente gráfico, y por lo tanto correlacionables entre si.
Ambos carboníferos se sitúan sobre terrenos devónicos y salvo las calizas grises del Tramo 1 del Flysch de Pendueles, que no aparecen en El Priorat, los demás niveles son correlacionables. Así el Tramo 2 de la Serie Flysch de Pendules (chert espongiolíticos bandeados) se puede correlacionar con la Unidad de Chert de Torroja y el Tramo 3 de Pendueles con las Areniscas con chert y calizas de la Unidad de Les Bassetes. El tramo 4 de Pendules formado por pizarras negras equivaldría a la Unidad de Scala Dei. En la siguiente fotografía de pueden ver las pizarras negras del tramo 4 de Pendueles.
Los tramos 5 y 6 de Pendueles se corresponderían con la Unidad de Poboleda y corresponderían a las facies de colmatación de la cuenca de antepaís con la sedimentación de areniscas más someras con carbón.
La edad geológica de ambas series no es coincidente siendo la de Pendueles algo más moderna que la del Priorat.
Chert en la Montaña Negra (Sur de Francia):
El Culm del Carbonífero Inferior (Mississipiense) en el Sur de Francia (Macizo de la Montaña Negra) ha sido estudiado por Markus Aretz (2017) en cuyo estudio me he basado para describir estos cherts. En los estratos del Carbonífero inferior (Mississippiense) se han identificado dos conjuntos principales de facies marinas basándose en sus litologías específicas y su contenido orgánico. Una caliza carbonífera o “Kohlenkalk” representa la facies de la plataforma de aguas poco profundas y se identificó por primera vez en las Islas Británicas y el sur de Bélgica y los depósitos en Facies Culm que son equivalentes a las facies basinales de aguas más profundas de la Cuenca Renoherciniana alemana. Ambos nombres todavía se utilizan ampliamente y especialmente el Kulm se ha exportado fuera de su contexto regional y estratigráfico.
Uno de estos conjuntos de facies se encuentra en el suroeste de Francia, en el Sur del Macizo Central, mientras que los restos de la cuenca de antepaís del Mississipiense afloran en la Montagne Noire, el Macizo de Mouthoumet y los Pirineos, siendo la sucesión mejor expuesta y la más completa, la se encuentra en la Montagne Noire. A continuación, se resumirán los datos actualmente disponibles sobre las facies de Culm de esa región, se vera su modelo deposicional y se propondrá una correlación con las facies de Kulm clásicas de Renania.
En la Montaña Negra del Sur de Francia se diferencian varios grupos de formaciones uno de estos grupos es el Grupo Saint Nazaire que se sitúa sobre el Grupo Montagne Noire Griotte y debajo del Grupo Laurent Flysch, tal como se puede ver en la siguiente figura: Este grupo comprende cuatro formaciones: Formación Lydiennes, F. Faugères, F. Colonnes y F. Puech Capel.
A continuación, se describe la primera de ellas de edad Namuriense y constituida por cherts estratificados:
Formación Lydiennes:
El nombre de esta Formación proviene de las rocas sedimentarias silíceas negras ("liditas"), que constituyen la mayor parte de la misma. La Formación tiene 30 mts de espesor en su sección tipo de Puech de la Suque donde se presenta estratificada en capas individuales de cherts de 2 a 10 cm de grosor. Tradicionalmente, estas rocas se describen como sílex radiolarios, en base a su alto contenido en este tipo de organismos. La ausencia de un estudio petrográfico moderno detallado y hace suponer que se pueden esperar diversos tipos de rocas, como sílex homogéneos o espiculíticos, como se sucede en formaciones similares y parece indicarlo la presencia de sedimentos siliciclásticos detríticos y espículas de esponja en los niveles más bajos de la Formación. Las capas delgadas de lutitas negruzcas a menudo aparecen intercaladas entre los cherts. Algunas capas de espesor milimétrico de color gris verdoso claro y fuertemente erosionadas pueden representar capas intermedias de metabentonita o tobas silicificadas.
Otra característica de la sucesión es la presencia de nódulos fosfatados, de hasta 6 cm de diámetro, estos nódulos se han hecho famosos por contener fragmentos de plantas mineralizadas de las que se han descrito al menos de 30 taxones. Además de las plantas los nódulos también contienen radiolarios, cefalópodos y artrópodos.
Böhm (1935) determino una edad Visense temprana para esta Formación, pero otros investigadores encontraron, en la suprayacente Formación Faugères, conodontos más recientes de Tournaisiense – Viseense Inferior (desde la biozona de anchoralis en adelante), contradiciendo así la asignación de Böhm (1935). Los datos revisados de ammonoides (Korn & Feist, 2007) muestran claramente que la Formación Lydiennes no contiene ningún elemento de Tournaisiense o de Viseense más reciente. Basándose en comparaciones con las faunas europeas y norteafricanas, estos autores concluyen una edad de Tournaisiense Medio para la fauna de ammonites de esta Formación. Por tanto, la Formación Lydiennescomprende el intervalo estratigráfico por encima de la biozona de conodontos sandbergi y por debajo de la biozona anchoralis (Tournaisiense "medio" a "tardío").
Formación Faugeres:
A techo de la Formación Lydiennes se sitúa la Formación Faugères que comprende un intervalo dominado por calizas nodulares rojas, rosadas o amarillentas. Se pueden intercalar lutitas de colores variados. Por lo tanto, se puede observar un amplio conjunto de variaciones desde calizas nodulares masivas hasta lutitas calcáreas y margas con nódulos de calizas. El espesor medio de la formación es de unos 10 metros. Su edad basada en foraminíferos seria Viseense temprana, pero dataciones basadas en conodontos encontrados en la base de la Formación dentro de esta Formación estaría el limite Tornaisiense-Viseense.
Los depósitos de facies Culm en la Montagne Noire se conocen en tres unidades tectónicas dos de ellas con sucesiones poco variadas dominadas por lutitas y una tercera con importantes variaciones litológicas. Dentro de la fase preorogénica se pueden diferenciar dos sucesiones: la de entornos más profundos con muchas similitudes con el Kulm Renano y dividida en dos grupos litoestratigráficos. La parte superior del antiguo Grupo Montagne Noire Griotte tiene una edad Tournaisiense temprano y representa la continuación de la sedimentación carbonatada de aguas más profundas en las partes exteriores de la plataforma, a través del límite Devónico / Carbonífero. El siguiente Grupo de Saint Nazaire comienza con el evento de esquisto de alumbre inferior y la presencia de cherta indican un ambiente de cuenca de antepaís hambrienta. Los colores de las rocas indican que estos ambientes eran disóxicos a anóxicos durante la época de Tournaisiense y óxicos en la época de Viseense. En medio están intercaladas las calizas nodulares de Formación Faugères, pudiendo estar su sedimentación asociada con el escenario regresivo después del Evento de Avins. Las calciturbiditas comprenden la mayor parte de las Formaciones Colonnes y Puech Capel indican patrones de sedimentación altamente dinámicos de la fase sinorogénica.
En la siguiente figura se puede ver un típico deposito flysch compuesto por una alternancia de lutitas y de areniscas (grauwackas) del Grupo Flysch Laurens:
La fase sinorogénica engloba al Grupo Flysch Laurens que se divide en cuatro unidades con unas litologías que dependen de su posición con respecto a las fuentes de sedimentos y los abanicos submarinos. Sin embargo, en general, se puede observar un aumento del "tamaño de grano" hacia el techo. La unidad más joven que comprende los bloques exóticos más grandes corresponde al colapso del sistema de plataforma cercano y es el relleno final de la cuenca.
En la sucesión de la edad del Mississipiense en la Montagne Noire, el término Kulm se utiliza para describir las facies de aguas más profundas de las fases preorogénica (Tournaisiense - Viseense temprana tardía) y sinorogénica (Viseense tardía temprana - ¿Serpujoviense?). La sucesión de Kulm de la Montagne Noire se formó en una cuenca de antepaís (“foreland basin”) al sur del Macizo Central francés. La cuenca se extendía hasta las Corbières y los Pirineos y los aportes a la misma procedían del Este.
Las similitudes litoestratigráficas y bioestratigráficas con las formaciones del Kulm Renano indican que el entorno depositacional de la Montagne Noire es similar al de la cuenca noroccidental del Kulm Renano y corresponde a una de las sucesiones flysch mas antiguas de Europa.
En la siguiente figura se puede ver la correlación entre el Culm de la Montaña Negra y el Kulm Renano:
Las similitudes con la Serie de Flysch de Pendueles no están tan claras como en el caso del Priorat, pero la disposición estratigráfica de esta serie francesa presenta algunas similitudes con la de Asturias como que la unidad con chert (Formación Lydiennes) se sitúa encima de una Unidad calcárea y encima de ella se sitúa una serie flysch turbidítica como ocurre en Pendueles.
Como se ha mencionado anteriormente en la Cuenca Kulm de Alemania (Macizo Renano) se deposito otra secuencia carbonífera que incluye depósitos silíceos de origen biológico muy semejante a la de la Montaña Negra y que describiré a continuación tomando como base el estudio publicado por Hans Jürgen Gursky en 2.017:
Cherts (pedernales) de la Cuenca Culm de Alemania:
En la Cuenca Culm alemana (Macizo Renano y Montañas Harzen) se han distinguido cinco unidades litoestratigráficas que de muro a techo son:
-Formación Lutita Alum Inferior (Lower Alum Shale Formation).
-Formación Pedernal Negro (Black Chert Formation).
-Formación Pedernal Pálido (Pale Chert Formation).
-Formación Caliza Silícea (Siliceous Limestone Formation)
-Formación Silícea Transicional (Siliceous Transitional Formation).
La Cuenca Culm alemana forma parte de la Zona Rheno-herciniana del Cinturón Varisco de la Europa Central, se deposito en el océano Paleo-Tetis un mar tropical, alargado y relativamente angosto que formaba un estrecho marino entre los continentes Gondwana y Laurussia, que se fue desapareciendo, gradualmente, durante la orogenia Varisca.
En la siguiente figura se puede ver la reconstrucción paleogeográfica de este estrecho (Paleotethis) separando entre dos masas continentales y ocupado por un conjunto de islas en un momento que correspondería al Devónico:
En la representación paleogeografía de la figura he señalado la situación de España hace 406 millones de años en el Devónico que cómo se puede apreciar se situaba en el archipielago que separaba las dos masas continentales.
La acumulación de cherts se debió a la existencia de corrientes marinas, ricas en nutrientes, que procedentes del Océano Paleopacífico noroccidental circulaban hacia el Oeste, favorecieron proliferación del plancton silíceo compuesto por radiolarios, cuyos esqueletos, bajo condiciones temporalmente anóxicas, originaron gran cantidad de fangos sobre todo en momentos de alto nivel del mar y de clima seco en los que los aportes terrígenos eran escasos con tasas de sedimentación de 2 mm cada 1.000 años. La sedimentación silícea de origen biológico terminó en el momento que comenzó la colisión Gondwana-Laurussia y hubo un incremento en el aporte de sedimento terrígeno y al mismo tiempo se produjo el estrechamiento del PaleoTethis lo que restringió la circulación oceánica con la consecuente disminución en la tasa de productividad de radiolarios.
La Cuenca Culm fue un mar marginal profundo del Océano Paleo-Tetis, situada en el margen exterior subsidente del sureste de Laurussia. Hacia el sur, la Cuenca Culm estuvo bordeada por un arco magmático intraoceánico unido a una zona varísca de subducción. Esta cuenca evoluciono como consecuencia del cierre del Océano Renoherciniano y la posterior colisión continental acaecida entre el Frasniense y el Westfaliense.
En la siguiente figura se puede ver la reconstrucción de la cuenca durante el Mississipiense en el momento en que se estaba produciendo la desaparición del Paleotethis:
En el norte de Alemania el comienzo de la sedimentación de la facies Culm fue sincrónica a la transgresión del Tournaisiense Medio durante la cual la cuenca sedimentaria Culm se extendió hasta incluir gran parte del Norte de Europa central y el sureste de Inglaterra, estando bordeada en el Oeste, Norte y Este, por una plataforma carbonatada donde se deposito la Caliza Carbonífera, ‘Kohlenkalk’ en una amplia plataforma somera en la que, localmente, también se depositaron evaporitas. Esta Cuenca Culm alcanzó su máxima extensión paleogeográfica durante el Viseense Medio y fue estrechándose durante el Viseense Superiormomento en el que, desde el Sur y hacia el Norte, avanzaba el frente de la Orógenia Varísca lo que causó el allanamiento progresivo de la cuenca mediante el depósito de potentes series de grauvacas. Finalmente, durante el Serpukhoviense Superior la Cuenca Culm se había somerizado desarrollándose un paisaje pantanoso de delta parálico. Un cambio climático de condiciones semiáridas hacia condiciones moderadamente húmedas supuso la formación de grandes complejos deltaicos fluviales, el clima cambió de moderadamente húmedo en el Tournaisiense Temprano a caliente, semiárido a árido en el Viseense Temprano y nuevamente a moderadamente húmedo en el Viseense Tardío. En la siguiente figura se puede ver la reconstrucción paleogeográfica durante el Pensilvaniense cuando ya se había cerrado la cuenca sedimentaria:
En estas condiciones el nivel del mar subió desde un nivel muy bajo en el Devónico Superior Tardío hasta alcanzar un alto nivel en el Tournaisiense tardío y permaneció alto hasta el final del Carbonífero Temprano, con un posible máximo en el Viseense tardío. Durante el Serpukhoviense, y a causa del comienzo de la glaciación permocarbonífera, el nivel del mar bajó dramáticamente hasta alcanzar un nivel muy bajo.
La sedimentación biosilícea en la Cuenca Culm se vio favorecida por la combinación de una serie de condiciones: la disposición paleogeográfica con aportes de sedimentos reducidos por un clima seco en el sureste de Laurussia y en consecuencia una tasa de sedimentación clástica muy baja en los mares circundantes, favorecida además por la existencia de amplias áreas arrecifales interceptaban la mayoría de detritus. Estos factores condujeron a un escaso aporte terrígeno hacia la Cuenca Culm, de tal modo que se pudieron acumular fangos de esqueletos de organismos planctónicos.
La secuencia silícea alemana:
Las rocas silíceas del Carbonífero Inferior que localizan la Cuenca Culm alemana son a su vez partes del cinturón de pliegues y fallas del antepaís del Orógeno Varísco. En el siguiente cuadro se puede un esquema con la disposición de las distintas formaciones y su cronología. Como se puede ver en el siguiente gráfico los cherts de radiolarios y sus rocas sedimentarias asociadas silíceas y no-silíceas fueron depositados desde el Tournaisiense Superior hasta el Viseense Superior temprano.
Los primeros niveles silíceos se encuentran en la parte superior de la formación inferior, la Formación Lutita Alum Inferior (Tournasiense Superior), tradicionalmente definida como la primera unidad estratigráfica de la Cuenca Culm alemana. Esta formación de lutita negra tiene hasta de 0 a 45 mts de espesor y es litológicamente monótona y pobremente estratificada. Las rocas son ricas en carbono orgánico (hasta durante más de 3%) y pirita de grano fino, pero pobres en fauna. La formación fue originalmente rica en sílice biogénico, el cual fue mayoritariamente disuelto la diagénesis y reciclado posteriormente.
Hacia arriba y mediante un incremento en la presencia de cherts, esta formación pasa a la Formación Pedernal Negro que tiene de 0 a 20 mts de espesor y consiste de una alternancia rítmica y uniforme, de radiolarita en estratos de centímetros a decímetros de espesor y lutitas silíceas negras de grosores milimétricos. Pueden aparecer intercalaciones menores de tobas alteradas (metabentonitas), estratos de calciturbiditas y localmente nódulos de fosforitas.
Mediante la disminución del contenido en carbono orgánico esta formación pasa a la Formación Pedernal Pálido. Esta Formación tiene de 0 a 25 mts de espesor y está compuesta de estratos que alternan entre grises, verdosos y rojizos, de grosores centímétricos a decimétricos, y lutitas silíceas delgadas. Los cherts son radiolaríticos y/o espiculíticos.
En el noreste del Macizo Renano, esta formación presenta un paso gradual hacia el oeste a la Formación Caliza Silícea por medio de la intercalación de calizas turbidíticas, variablemente silicificadas, que pueden llegar a ser dominantes. La Formación Caliza Silícea tiene generalmente más de 30 metros de espesor.
La parte superior de la secuencia silícea es la Formación Transicional Silícea que presenta de 0 a 25 mts de espesor y generalmente está formada por una alternancia de estratos delgados de lutitas grises a negros con bivalvos, pedernales, calciturbiditas y tobas alteradas con un nivel de calizas con goniates. En las Montañas del Harz predominan fuertemente la facies lutíticas (o arcillosas).
Sobre las formaciones silíceas se sitúa por una facies flysch con que termina el desarrollo de la Cuenca Culm alemana. La Formación Pizarras Culm abarca más de 100 metros de espesor y sobre ella se sitúa diacrónicamente la Formación Grauvaca Culm de varios cientos de metros de espesor. En el margen norte del Macizo Rhenano, las facies Culm son seguidas de hasta 3.000 metros de sedimentos de molasa incluyendo cientos de capas de carbón en el área del río Ruhr (la mayoría Carbonífero Superior; Pensilvániense).
En la parte más noroccidental del Macizo Renano oriental, el Culm pasa a facies de pendiente de la plataforma calcárea (calciturbiditas proximales). Más hacia el este, la parte más superior de la Formación Silícea Transicional y la parte más inferior de la Formación Pizarras Culm son reemplazadas por una serie de turbiditas calcáreas de estratos delgados, la Formación Caliza Tableada Culm.
Características sedimentarias y petrográficas.
Las rocas silíceas de la Cuenca Culm alemana incluyen: chert de radiolarios (radiolarita), chert espiculítico, chert pelítico, chert homogéneo y tobas silicificadas. La característica macroscópica más conspicua en los afloramientos es la estratificación rítmica constituida por chert duro, astilloso, y interestratos erosionadas más pobres en SiO2 . En general, los pedernales de la Cuenca Culm son monótonos con respecto a su sedimentología macroscópica. Las características importantes se describen a continuación;
Presentan una estratificación homogénea (“sin estructura”, “masiva”, “mono-estratificada”), con laminaciones casi omnipresentes. La estructura sedimentaria en el chert de Culm es variable e incluye tres tipos dominantes:
Tipo 1, corresponde a una laminación paralela continua constituida por láminas pálidas ricas en radiolarios y láminas oscuras ricas en detrito de grano fino o partículas de carbono orgánico.
Tipo 2, corresponde mayoritariamente a estratos de cherts grises a verdosos de la Formación Pedernal Pálido y de la Formación Caliza Silícea que presentan una laminación paralela discontinua de láminas pálidas y oscuras de <1 a 3 mm de espesor, organizadas en un estilo microlenticular o microflaser y causados por variaciones composicionales mínimas.
Tipo 3, corresponde a una laminación paralela pálida-oscura y típica de la Formación Pedernal Pálido, especialmente en las microalternancias tobáceas y biosilíceas. Son frecuentes las estructuras de carga y de deshidratación con microconvolutes, laminación interrumpida y formación de estructuras esféricas.
La descripción mineralógica ha sido expuesta anteriormente cuando se describieron las radiolaritas y espículitas:
Las capas de tobas son regionalmente abundantes en la Cuenca Culm alemana, principalmente en la Formación Pedernal Pálido del sureste del Macizo Renano y al Oeste de las Montañas del Harz, son interpretadas como tefras originadas de erupciones subaéreas de composición traquítica a cuarzo-traquítica.
Estratigrafía dinámica y evolución de la cuenca.
El comienzo abrupto de la sedimentación anóxica en el Tournaisiense Medio (base de la Formación Lutita Alum Inferior) fue contemporánea a una marcada elevación en el nivel del mar y una transgresión sobre la plataforma continental calcárea de Laurussia. La producción de carbono orgánico se incremento y en consecuencia, esto favoreció el consumo de oxígeno en las aguas del fondo y promovió el depósito de lodos negros monótonos con concreciones de fosforitas.
En la Cuenca Culm el clima tropical cambió de semihúmedo a semiárido y hasta árido durante el lapso Tournaisiense Superior - Viseense Medio reduciéndose el aporte clástico al Paleo-Tethis que al ser depositado en amplias bahías de manera ocasiono que ningún aporte llegara a la Cuenca Culm la cual “ayunó”. Al disminuir el aporte terrígeno se favoreció la alta bioproducción de radiolarios ocasionó el depósito de fangos de radiolarios relativamente puros bajo condiciones anóxicas del fondo oceánico (el plancton calcáreo no apareció hasta el Triásico) formándose el Pedernal Negro con una tasa de sedimentación de aproximadamente 2 mm / 1.000 años y la Formación Lutita Alum Inferior con una tasa de 8 mm / 1.000 años.
La alta producción de carbonato en la plataforma calcárea ocasiono el depósito de calciturbiditas proximales que se interdigitaban con el Pedernal Negro en áreas de elevadas pendientes.
La Formación Pedernal Negro pasa a la Formación Pedernal Pálido o la Formación Caliza Silícea a través de un intervalo de alternancia de estratos blancos y grises que representan aproximadamente 0.5-2 Ma. La Formación Caliza silícea está formada por calciturbiditas poco concentradas intercaladas con sedimentos biosiliceos y clásticos de grano fino. En el Viseense Medio, esta formación fue depositada alrededor de los umbrales calcáreos con “praderas” de crinoides que indican una recolonización temporal de esos bajíos. En este momento el nivel del mar era aún suficientemente alto como para favorecer turbiditas causadas por producción de carbonato en áreas marinas someras. Incluso algunos flujos de escombros canalizados. No obstante, durante el Viseense tardío comenzó a anunciarse el colapso de la sedimentación marina abierta en la Cuenca Culm con la deposición de la Formación Transicional Silícea, las tasas de sedimentación se incrementan hasta aproximadamente 8 mm / 1.000 años debido al aumento de los aportes de clásticos finos. Posteriormente el nivel del mar bajó y el clima se tornó más húmedo, lo cual ocasiono la reducción de la producción de carbonatos sobre los altos topográficos intracuenca y la ausencia de calciturbiditas. El aporte clástico a la Cuenca Culm también se vio favorecido por el aumento de los aportes fluviales a los complejos deltaicos progradantes lo que ocasiono el estrechamiento de las plataformas continentales.
La sedimentación pelítica se incremento notablemente por el angostamiento progresivo de la cuenca debido a la convergencia acelerada entre Laurussia y Gondwana lo que ocasionó el comienzo del estado flysch en la cuenca del Culm que se inicia en el Viseense Superior con la monótona Formación Pizarras Culm. Estas pelitas pasan hacia arriba a la Formación Grauvacas Culm (“Kulm-Grauwacken”) con una tasa de sedimentación de 100 mm / 1.000 años equivalente a una denudación de 180 metros por cada millón de años. En el margen norte del Macizo Renano y en el área del Ruhr, el flysch grada a una potentísima secuencia de molasa con abundante contenido de carbón causada por el cierre orogénico de la cuenca y una baja drástica del nivel mundial del mar, debido al comienzo de la glaciación permocarbonífera.
Comparación de series:
La comparación de las formaciones biosiliceas de la Cuenca Kulm renana y de la Sur de Francia (Montaña Negra) ya se ha realizado, pero estos depósitos alemanes también tienen una cierta correlación con la Serie Flysch de Pendueles. Esta correlación se basa en las similitudes de facies de los cherts y en el cese de la sedimentación turbidítica por la acumulación de gruesos depósitos de pizarras y grauwackas con la transición de una cuenca de antepaís famélica a una cuenca de saciada con acumulación de gruesas series detríticas con carbón.
CONCLUSIONES:
En las Series Flyschs del Carbonífero Inferior del Orógeno Varisco que normalmente están asociados a depósitos de surcos de antepaís en los que tienen lugar una sedimentación turbidítica en facies Culm, son muy frecuentes las unidades con cherts.
Estos depósitos biosilíceos se acumulan en unidades de decenas metros de espesor (Formación Pedernal negro y Pedernal claro en la Cuenca Culm alemana, Formación Lydiennes en el Sur de Francia, Unidad de Chert de la Torroja en Cataluña y Formación Beleño concretamente el Tramo 2 de la Serie Flysch de Pendueles en Asturias) constituidas por rocas silíceas de origen biológico, bien por acumulación de caparazones de radiolarios y/o de espículas de esponjas silíceas. Este tipo de sedimentación se produce en cuencas marinas tropicales o semitropicales en condiciones de ausencia de sedimentación clástica como las que se daban en la cuenca situada entre Laurasia y Gondwana que dio lugar a la Orogenia Varisca y se pueden ver en la siguiente reconstrucción paleogeográfica del Carbonífero Inferior:
Los cuatro depósitos biosilíceos descritos, dos se localizan en el Macizo Ibérico (Zona Cantábrica), otro en el Antepaís de los Pirineos (Macizo de la Montaña Negra) y el ultimo en el Macizo Renano alemán. Todos presentan unas condiciones paleogeográficas muy similares; se depositaron en profundas cuencas de antepaís con muy pocos aportes detríticos y unas tasas de sedimentación muy bajas. Adosadas a estas cuencas se desarrollaron plataformas carbonatadas con praderas de crinoideos de las que proceden las calciruditas que forman parte de los depósitos turbidíticos que se depositaban en las estas cuencas. Cambios paleogeográficos debidos a la Orogenia Varisca, ocasionaron el relleno de estas cuencas mediante la deposición de potentes sucesiones de molasas depositadas como consecuencia del avance del frente orogénico.
Respecto al momento geocronológico de su formación tenemos que los depósitos biosilíceos de El Priorat, la Montaña Negra y el Macizo Renano son del Carbonífero Inferior, el Chert de La Torroja es del Devónico-Tournasiense, el de la Montaña Negra del Sur de Francia del Tournasiense y el de la Cuenca Culm alemana en el Viseense Inferior. El Chert de Pendueles esta datado en el Namuriense Superior - Wesphaliense Inferiory es por lo tanto mas moderno que los otros tres descritos. En la siguiente figura se puede ver un cuadro con las edades geológicas de las unidades litoestratigráficas descritas en las 4 localizaciones estudiadas:
Hay que tener en cuenta que la sedimentación en cuencas de antepais no es sincrónica, sino que varia siguiendo la progresión del frente orogénico y por lo tanto de la propia cuenca sedimentaria. La migración sedimentaria de los depocentros del Este de la Península Ibérica y Sur de Francia se explica como una respuesta al plegamiento y la propagación por empuje causada por el acortamiento compresivo Varisco.
Como conclusión final se puede considerar que debido a que el tramo de Chert de la Serie Flysch de Pendueles presenta una serie de singularidades litoestratigráficas, paleogeográficas y geocronológicas y a que puede ser correlacionado con los depósitos biosilíceos del Orógeno Varisco de Europa Occidental en Cataluña, Francia y Alemania, este chert puede dejar de considerarse como una parte de la Formación Beleño y pasar a ser considerado como una unidad litostratigráfica con rango superior: Unidad de Chert de Pendueles o Formación Pendueles constituida por un nivel de 40 metros de grosor de cherts bandeados con una edad que abarca desde el Bashkiriense superior al Kashiriense medio es decir en el intervalo Namuriense Superior-Westphaliense Inferior.
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