Antecedentes.
En esta entrada se describirán los asomos del Paleozoico Superior (Carbonífero) en las provincias de Castellón y Valencia, estos afloramientos están constituidos, casi exclusivamente, por depósitos sedimentarios en facies Culm. Aunque el término “Facies Culm” es asimilable exclusivamente al Flysch “Kulmgrauwacken” depositado en facies de aguas profundas de la Cuenca Rhenohercinica alemana, en la actualidad el término se aplica de manera general a sucesiones del Paleozoico inferior, similares a flysch, depositadas en relación con la Orogenia Varisca en Europa Occidental y Central. En España el término fue utilizado por primera vez en los Pirineos por Schmidt (1931), posteriormente se han descrito este tipo de facies en muchos lugares de la Península Ibérica e Islas Baleares.
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| Figura nº 1: esquema de un abanico turbidítico. |
En la Península Ibérica el Carbonífero está formado por sucesiones sedimentarias siliciclásticas, que varían desde depósitos turbidíticos de aguas profundas (Series de Antromero y Pendueles), que han sido referidas como “facies Culm”, a formaciones marinas someras, de transición o totalmente continentales, muchas veces con carbón (por ej. Cuenca Carbonífera Central Asturiana). Las sucesiones turbidíticas fueron depositadas en cuencas inestables controladas por las condiciones tectónicas generadas por la Orogenia Varisca y en este tipo de depósitos son frecuentes los bloques y cantos de formaciones más antiguas (Silúricas, Devónicas y Carboníferas) procedentes de la erosión de los relieves que esta Orogenia estaba comenzando a levantar.
En la parte oriental de la Península Ibérica, las facies Culm aparecen en pequeños afloramientos del zócalo paleozoico aislados entre los macizos mesozoicos y cenozoicos. En la siguiente figura (modificada de Babek at al 2004) se pueden ver la extensión superficial de estas facies en Europa Occidental, con una estrella he señalado la situación del Carbonífero en Facies Culm de Castellón.
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| Figura nº 2: El Flysch varisco en Europa Occidental. |
Los datos bioestratigráficos que se tienen de estas secuencias no son abundantes y entre ellos están los de los fósiles de los clastos calcáreos reelaborados procedentes de las calizas situadas justo debajo de las mismas y que siempre proporcionan edades más antiguas que la de los sedimentos sinorogénicos. En los Pirineos y la Montagne Noire francesa y mediante dotaciones bioestratigráficas se ha constatado un cambio de edad de las unidades sinorogénicas lo que indica un modelo en el que la sedimentación migraba a lo largo de sucesivas cuñas o depocentros. Esta migración sedimentaria se explica como una respuesta al plegamiento y a la prolongación del empuje causada por el acortamiento compresivo varisco. Algo similar se ha descrito en otras zonas peninsulares durante el Carbonífero.
Los intentos de reconstrucción, mediante el análisis de las series Culm, de la secuencia de la deformación de la cuenca de antepaís del NE de la Península Ibérica se encuentra con el problema de la naturaleza fragmentaria y escasa extensión de los pocos afloramientos o asomos paleozoicos y de la escasez de datos sobre su edad debido a la pobreza paleontológica de este tipo de facies. Espero que los nuevos datos que se aportan en este articulo ayuden a ir afinando esta reconstrucción paleogeográfica.
ASOMOS CARBONIFEROS EN LA CORDILLERA IBERICA:
El conjunto de rocas paleozoicas aflorantes en la Comunidad Valenciana (Provincias de Castellón y Valencia) forman parte del basamento varisco de la Península Ibérica. En la mitad oriental de la Península Ibérica este basamento aparece formado por un conjunto de pequeños enclaves, aislados entre las coberteras Mesozoica y Cenozoica, tal como aparecen en los Pirineos, Cadenas Costero Catalanas, Cordillera Ibérica, Cordillera Bética y en las Islas Baleares. En la siguiente figura se puede ver la distribución de las rocas paleozoicas en la Península Ibérica e islas Baleares, mostrándose las cadenas alpinas en las que son conocidos depósitos carboníferos sinorogénicos: 1. Macizo Astúrico, 2. Complejo Malaguide, 3. Menorca, 4. Montaña Negra, 5. Macizo Mouthoumet, 6. Cadenas costeras catalanas septentrionales, 7. Priorat y Sierra de Prades, 8. Puig Moreno, 9. Sierra de Miramar, 10. Valls en la figura he incluido los que se describirán a continuación, 11. Castellón y 12. Marines. En la figura la línea de puntos discontinuos indica el límite entre el Serpukhoviense tardío y el Bashkiriense temprano con depósitos carbonatados en el antepaís varisco y series siliciclásticas en facies Culm en las zonas más profundas:
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| Figura nº 3: Distribución de los principales afloramientos del Culm en España. |
Como se puede ver en la anterior figura los asomos Carboníferos de la Comunidad Valenciana son los situados más al SE del Macizo Ibérico y por ello tienen una gran importancia como enlace entre los asomos de la Cordillera Ibérica y los de la Cadena Costera Catalana que están más estudiados y por lo tanto son geológicamente más conocidos. En este artículo se describirán estos afloramientos valencianos y se correlacionaran estratigráfica y estructuralmente con los más próximos de la Cordillera Ibérica en Aragón y Cataluña.
Las rocas sedimentarias precámbricas y paleozoicas de la Cordillera Ibérica afloran en asomos de extensión diversa, tanto en los núcleos anticlinales alpinos como en los bordes de grandes accidentes tectónicos. Los principales afloramientos se localizan en la Sierra de la Demanda y en la Rama Aragonesa de la Cordillera Ibérica donde la sucesión se muestra bastante completa e incluye sedimentos que abarcan desde el Neoproterozoico hasta el Carbonífero inferior. En la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica, los materiales paleozoicos afloran de manera discontinua en un total de 15 núcleos dispuestos según dos alineaciones principales (Gutiérrez-Marco) mostrando una sucesión incompleta en la que el Ordovícico y el Silúrico están registrados solo parcialmente. El Paleozoico de la Cordillera Costero-catalana incluye una sucesión que abarca desde el Cámbrico Inferior a Carbonífero y se distribuye en ambas ramas de la cordillera (Prelitoral y Litoral) con afloramientos separados por cuerpos intrusivos tardivariscos.
En la siguiente figura se puede ver como las sucesiones del Paleozoico inferior de la Cordillera Ibérica forman parte del Macizo Ibérico, y son consideradas como la prolongación hacia el SE de la Zona Asturoccidental-Leonesa y de la Zona Cantábrica (Liñan 1983). Los afloramientos de la Cordillera Costero-catalana corresponden a ambientes más profundos pertenecientes a la misma plataforma nordgondwánica.
En la Cordillera Ibérica los principales afloramientos del Carbonífero están en la Sierra de la Demanda (Burgos), Henarejos (Cuenca), Montalbán y Puig Moreno (Teruel), además de los varios asomos de pequeña extensión en Valencia y Castellón que son objeto de esta entrada en el blog. En la Cordillera Costero-Catalana hay Carbonífero en la Provincia de Tarragona (el Priorato y Sierra de Miramar) y en la Provincia de Barcelona (Montnegre, Montseny y alrededores de Barcelona).
Como ya se ha mencionado, el estudio del Carbonífero de la zona oriental de la Península Ibérica es muy complicado por la falta de conexión de los dispersos afloramientos y la poca extensión superficial de los mismos. Desde un punto de vista cronoestratigráfico, el Carbonífero Inferior mas bajo (Tournaisiense y Viseense) tan solo esta representado en la Cordillera Costera Catalana y presentan un carácter turbidítico, tipo Culm, con los aportes procedentes del NW. En la Cordillera Ibérica la sedimentación carbonífera se inició en ambientes marinos dominados por el oleaje (Montalbán) para cambiar posteriormente a depósitos turbidíticos mas profundos con aportes procedentes del Sur. En algunas áreas de esta Cordillera (Por ej. Montalbán) la sedimentación turbidítica se mantuvo hasta el Carbonífero Superior (Westphaliense) y en otras (por ej. Puig Moreno) incluso hasta el Estefaniense, representando junto a los depósitos de Cabrales (Asturias) los últimos sedimentos marinos del Carbonífero de la Península Ibérica (Villa et al, 1996).
Todo el conjunto, que clásicamente se ha considerado como facies Culm, supondría el relleno de las cuencas de antepaís formadas durante la Orogenia varisca en la zona previamente ocupada por el Macizo del Ebro y cuyo depocentro en la Cordillera Ibérica fue migrando hacia el N y NE (Carls 1983, Villena y pardo 1983). Este conjunto turbidítico podría compararse con la sucesión sinorogénica de los Pirineos (Colmenero et al 2002).
Los afloramientos de terrenos del Carbonífero Inferior mas próximos a los de Castellón corresponden a los de Montalbán (Teruel) situados al NW y los del Priorat (Tarragona) situados al NE, los de Menorca situados mas al Este están más alejados.
A continuación, describiré estos asomos Carboníferos con mayor detalle.
El Carbonífero de Montalbán (Teruel):
El afloramiento de Montalbán está situado en el extremo más suroriental de la Unidad de Herrera de la Rama Aragonesa de la Cordillera Ibérica (NE de la Provincia de Teruel) tiene unos 80 km2 de extensión (20x4 km) y una orientación NW-SE. En este asomo paleozoico afloran terrenos devónicos y carboníferos con un espesor de 1.000 metros abarcando estos últimos desde el Viseense al Namuriense/Westphaliense Inferior.
La secuencia estratigráfica, de muro a techo, es la siguiente:
-180 m: Flysch calcáreo con vegetales flotados del Namuriense A.
-15 m: Cuarcitas masiva en gruesos bancos.
-100 m: Flysch areniscoso, posiblemente Westphaliense.
-55 m: Areniscas con estructuras sedimentarias.
-150 m. Flysch arenoso.
-180 m. Areniscas grauwackas y esquistos con estratificaciones gradadas. Posiblemente Estefanienses.
-50 m: Areniscas con ripples y estratificaciones cruzadas, pérmicas.
Como se puede ver se trata de una serie carbonífera muy completa con tres tramos de carácter flychsoide con turbiditas proximales y distales que presentan estratificaciones gradadas estratocrecientes típicas de la progradación en un abanico submarino distal, así como deslizamientos gravitacionales, deformaciones sinsedimentarias y olistolitos. En la siguiente figura se puede ver la columna del Carbonífero de Montalbán:
En el Anticlinal de Montalbán aparece una sucesión estratigráfica de más de 1.400 metros de materiales flyschoides en la que se han definido seis formaciones: a muro se sitúa la Formación Segura con un espesor de 200-250 metros se sitúa discordante sobre el Devónico, se compone de areniscas cuarcíticas en bancos gruesos con algunas lutitas intercaladas, y niveles brechoides de liditas hacia el techo correspondientes a un medio de plataforma detrítica dominada por oleaje. Sobre ella se sitúa La Formación La Hoz, con 400-450 metros de espesor es una alternancia de lutitas y grauvacas con algunas intercalaciones de calizas hemipelágicas, en las que se han encontrado ammonoideos que indican una edad desde la parte alta del Namuriense A hasta el Namuriense C y que corresponderían a un abanico submarino distal que progradaba hacia el N y NW en una cuenca marina profunda generada por el hundimiento de la plataforma previa. La Formación Armillas, de 150 metros de grosor, se compone de una alternancia de areniscas y grauvacas calcáreas con lutitas y algún nivel esporádico de conglomerados en cuyos cantos se han encontrado conodontos del Devónico y Carbonífero Inferior. La Formación Peñarroyas de 25-60 metros de grosor consta de ortocuarcitas tableadas con algunas intercalaciones de conglomerados y brechas. La Formación Montalbán de 50 a 90 metros de espesor es una alternancia de areniscas cuarcíticas y lutitas. Por último, la Formación Torres con un espesor de 400-500 metros está formada por areniscas y ortocuarcitas con lutitas intercaladas, más niveles esporádicos de brechas con cantos de liditas y niveles carbonosos. Las formaciones Armillas, Peñarroya, Montalbán y Torres representan una asociación de facies de plataforma progradante, de pendiente y de abanico submarino proximal.
Las formaciones más fácilmente correlacionables estratigráficamente con el Carbonífero de Castellón son las situadas más a muro de esta serie:
-Formación Segura: de 200 a 250 metros de espesor constituida por areniscas compactas, areniscas silíceas, cuarcitas y algunas arcillas con restos vegetales. Hacia el techo aparecen brechas lidíticas.
- Formación La Hoz: situada sobre la anterior y con un espesor de 400 a 450 metros está formada por un conjunto eminentemente pizarroso dividido en 4 tramos; un tramo basal de 110 metros de pizarras arenosas con alternancias de areniscas cuarcíticas; sobre este se disponen 80 metros de alternancias de pizarras, margas y delgados niveles de arenas limolíticas. El tercer tramo está formado por 150 metros de una alternancia de pizarras y areniscas con intercalaciones de conglomerados. La sedimentación culmina con un tramo de 120 a 130 metros de espesor de pizarras arcillosas con intercalaciones de areniscas calcáreas. Se han encontrado fósiles de vegetales, crinoideos y goniatites y tanto esta formación como la infrayacente han sido datadas como Namuriense Inferior.
J. Villena et al (1975) describieron en el Barranco de Valdelaguna (Montalbán) una secuencia formada de un nivel pizarroso basal de sedimentación pelágica con aportes terrígenos ocasionales. Sobre estas pizarras se situaría una secuencia inferior con predominio lutítico depositada en los lóbulos deposicionales de la parte externa de un abanico submarino profundo. Sobre esta secuencia inferior se situaría una secuencia media y una superior constituida por turbiditas finas depositadas en los bordes de los lóbulos deposicionales.
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| Figura nº 6: Zonas Rama Aragonesa. |
Los argumentos a favor pueden ser resumidos del siguiente modo:
La región occidental o Unidad de Badules está formada por materiales del Cámbrico-Tremadoc, la disposición geológica de esta unidad, con cabalgamientos intracámbricos, es parecida a la que presenta la parte más oriental de la Zona Asturoccidental-Leonesa (Marcos, 1973; Pérez-Estaún, 1978). Además, en el afloramiento más occidental se encontraría una sucesión de materiales hasta el Devónico inferior (Sierra del Guadarrama), sin que por el momento se haya detectado el Devónico medio y superior, exactamente igual que sucede al oeste de la Zona Asturoccidental-Leonesa.
El paralelismo que hay entre la Falla de Jarque y el cabalgamiento del núcleo del Antiforme del Narcea (considerado como límite entre las dos zonas) es evidente, pues ambos accidentes tectónicos separan a uno y otro lado, sucesiones precámbricas distintas (Marcos, 1973; Liñán & Tejero, 1988). Además, si consideramos las directrices hercínicas, dichos núcleos precámbricos, incluido el de Anguiano, se encontrarían alineados.
La región oriental está formada por materiales cámbricos (Unidad de Mesones) cabalgantes sobre materiales fuertemente plegados y fallados de la Unidad de Herrera (Cámbrico superior-Carbonífero) que son recubiertos ampliamente por los materiales posthercínicos de la Depresión del Ebro. Esta disposición geológica es, en cualquier caso, más semejante a la disposición general de la Zona Cantábrica que a la de la Zona Asturoccidental-Leonesa.
En el cercano asomo paleozoico de Puig Moreno (Alcañiz) aflora una secuencia de casi 300 metros de espesor de pizarras y areniscas en facies Culm con algunos niveles de conglomerados y calcirruditas que se disponen en ciclos turbidíticos y tempestíticos que fue considerada del Carbonífero Inferior (Namuriense). El hallazgo y estudio (E. Villa et al. 1996) de una fauna de fusulinas (Triticites y Ferganites) ha indicado que la edad de esta sucesión seria Estefaniense (Kasimoviense superior).
El Carbonífero de Cataluña:
El conjunto de rocas paleozoicas y pre-paleozoicas aflorantes en los Pirineos y en la Cadena Costera Catalana forman parte del basamento varisco de la Península Ibérica y muchas de ellas corresponden a depósitos carboníferos. En los Pirineos han sido reconocidas secuencias pre, sin y post-orogénicas. Las primeras consisten en un nivel de 10 metros de potencia de calizas, cherts y pizarras del Tournaisiense – Viseense, localmente fosilizadas por un interestratificado de areniscas y pizarras negras del Namuriense A. Está serie muestra uniformidad lateral de facies y se interpreta como la sedimentación durante la inversión de la cuenca tras la extensión devónica. Concordantemente sobre esta secuencia preorogénica se encuentra una serie sinorogénica formada por turbiditas en facies “Culm”, y de edad Namuriense – Westfaliense que es más antigua hacia el Este (Macizo de Montagne Noire) donde alcanza el Viseense. En la comarca de la Cerdanya (Pirineos orientales) se han encontrado en la base de los depósitos de Culm restos vegetales de edad Namuriense con una datación se basa en la coexistencia de los esfenopsidos Archaeocalamites radiatus BRONGNIART 1875, Calamites (Mesocalamites) cistiiformis y la semilla de Cardiocarpus sp. (Martín-Closas et al. 2.018). Estos restos vegetales se encontraron en facies arenosas depositadas por flujos de turbidez de alta densidad de un sistema de abanico turbidítico de aguas profundas.
Sobre esta serie sinorogénica se encuentra una serie postorogénica, atribuida al Permo-estefaniense, formada por depósitos continentales con carbón y rocas volcánicas. Aunque se trata de una serie incompleta por sus características se la correlaciona con la de la Zona Cantábrica del Macizo Ibérico.
Como veremos posteriormente las rocas paleozoicas de los Pirineos tienen una deformación polifásica ligada al acortamiento cortical varisco y un metamorfismo de baja presión-alta temperatura.
La Cadena Costera Catalana es una unidad morfoestructural situada en el extremo NE de la Península Ibérica presenta una longitud de 200 kilómetros y una anchura media de 35 y se dispone paralela a la linea de costa de manera que separa a la depresión del Ebro del Mar Mediterráneo. Esta cadena montañosa esta formada por dos alineaciones de dirección NE-SW, una alineación interior denominada Cadena Prelitoral y una alineación denominada Cadena Litoral separadas por una zona hundida conocida como Depresión Prelitoral. En el extremo meridional (Maestrazgo) esta cadena enlaza con la Cordillera Ibérica con la que comparte edad y estilo de deformación, conformando una única unidad estructural mayor, la Cadena Ibérica. En relación con el Orógeno Varisco esta cadena esta localizada en un área transicional entre la rama septentrional del Arco Ibero-armoricano y el núcleo del mismo y muestra una clara afinidad paleogeográfica con otras partes de la Zona Cantábrica del Macizo Ibérico, mas concretamente con las Unidades de Pisuerga-Carrión.
En este segmento de la Cadena Ibérica los asomos paleozoicos son muy extensos pera la mayor parte corresponden a rocas ígneas (granitoides) y solamente una pequeña parte corresponden a rocas sedimentarias. Los afloramientos del Carbonífero aparecen a lo largo de toda la Cadena pero en este articulo describire detalladamente los del Priorat (Tarragona) y La Garriga (Barcelona) por ser los más próximos a los situados en la Provincia de Castellón.
El Carbonífero del Priorat:
Resumidamente este Carbonífero está constituido por un nivel basal de 20 metros de grosor de liditas con nódulos fosfáticos, de edad posiblemente Tournaisiense, sobre el que se sitúa un nivel de grosor similar de calizas, a veces nodulosas, dolomitizadas o recristalizadas que en algunos lugares pueden estar reemplazadas por pizarras verdes y violáceas, la edad de las calizas es Tournasiense Superior-Viseense Inferior. Sobre este Carbonífero Inferior se sitúa una secuencia flysch en facies Culm de 2.500 m de espesor formada por pizarras y areniscas con niveles de microconglomerados y calizas. Las turbiditas están constituidas por tres megasecuencias negativas de progradación de lóbulo de abanico submarino caracterizadas por una parte inferior con secuencias de lóbulo distal (Tce) y encima secuencias de lóbulo proximal (Tabce) culminando con depósitos arenoso conglomeráticos de canal de abanico medio.
Esta serie tendría una edad Namuriense (sugerida por la presencia del trilobite Drevermania y por conodontos) y quizás Wetsphaliense en su parte superior.
Unidad de Areniscas y lutitas finas de Scala Dei:
Se trata de una formación lutítica caracterizada por una estratificación fina (centimétrica – decimétricas). Estas capas suelen estar formadas por dos tramos diferenciables. Un tramo inferior detrítico de coloración clara formados por areniscas de grano muy fino a fino con estructuras sedimentarias de tipo convolute, laminación cruzada y laminación planoparalela y un tramo superior de lutitas de color verdoso muy físibles donde predomina la laminación plano paralela. Esta disposición responde a una repetición de secuencias de Bouma, más o menos completas. Localmente, a lo largo de la unidad se observan intercalaciones centimétricas–decimétricas (máximo 50 cm) de calizas gris-azuladas semejantes a las halladas en la unidad de Les Bassetes y de niveles centimétricos (máximo 5 cm) de calizas negras fétidas dolomitizadas con escasa continuidad lateral y boudinadas. Interestratificados los tramos lutíticos caracterizados por las repeticiones de sucesiones de Bouma es frecuente encontrar tramos decimétricos a métricos de areniscas ocres.
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| Figura nº 8: Terreno pizarroso típico de El Priorat. |
Esta Unidad es la más fosilífera de todo el sector, en las lutitas es frecuente observar una intensa bioturbación con abundantes icnitas como Dictyodora sp., Nereites sp, Paleodiction sp., Chondrites sp. y otros tipos de pistas y trazas fósiles. También es posible encontrar otros restos de crinoideos (placas pedunculares y fragmentos de tallos), gasterópodos, bivalvos y trilobites.
A. Sáez y P. Anadón consideran que esta Unidad constituye un sistema de abanico turbidítico externo dividido en tres tramos: uno basal pizarroso de 70 m de grosor, uno intermedio areniscoso de 60 m de grosor correspondiente a un deposito de relleno de canal turbidítico y uno final de pizarroso de 250 metros de espesor que junto al primero serian depósitos de orla del abanico submarino (“fan fringe”) en transito a depósitos de llanura abisal.
Unidad de Areniscas y lutitas de Povoleda.
Se trata de una unidad detrítica de origen turbidítico, constituida por tres megasecuencias negativas, que yace concordante sobre la unidad infrayacente de Scala Dei. El espesor atribuido superaría los 1.500 metros (Sáez, 1982; Sáez&Anadón, 1989). El tramo inferior forma la primera de estas megasucesiones turbidíticas de facies “Culm” y está caracterizado por una alternancia de capas de orden decimétrico–métrico de areniscas y capas decimétricas de lutitas. Las capas métricas de areniscas gruesas tienen una extensión lateral decamétrica – hectométrica y en su base presentan cicatrices de erosión y abundantes marcas de base de tipo flutte, grouve, prood y load. Las areniscas que las forman tienen granoclasificación normal y su fábrica es de tipo matriz soportada y en ellas abundan los restos vegetales dispersos. Las capas de lutitas presentan laminación planoparalela continua y abundan las pistas fósiles.
En un trabajo de Villalba-Breba (2009) se cita la presencia en los depósitos flysch depositados por corrientes turbiditicas en zonas de talud-plataforma de El Priorat (Vilella Baja) de los calamites Arqueocalamites cf. radiatus y Mesocalamites cf. ramifer. Esta es la primera vez que se cita una flora del Mississipiense de la cadena costera catalana y el NE de España. En esta asociación aparecen tallos (moldes medulares) de calamites junto a semillas de pteridospermas (Carpolithus) y haces leñosos no identificadas que pueden pertenecer a pteridospermas o helechos. Las características de la asociación fosilífera indican que hubo una gran selección durante el transporte antes de la deposición final. El suministro de restos vegetales talud continental consistía principalmente en tallos de calamitas, algunas semillas de pteridospermas y ramas leñosas no identificadas aunque la composición de la comunidad de plantas de donde procede esta asociación probablemente era mucho más diversa. La comparación con otra flora del Mississippi del Flysch hercínico del Sur de Europa (Cabrières, Francia) sugiere que ambos conjuntos pueden haber sido taxonómicamente similares en origen pero diferían después de la selección tafonómica.
Estas tres formaciones constituyen tres sistemas turbidíticos consecuencia de varias etapas de relleno de una cuenca submarina en la que se pasa de una sedimentación grosera en Les Báseles a una fina en Scala Dei, posiblemente debido a causas tectónicas y/o eustáticas de ámbito regional o global y posteriormente a facies de lóbulos de abanico submarino (Poboleda) con tres etapas diferenciadas que también podrían deberse a causas tectónicas y/o eustáticas pero de orden menor como por ejemplo migraciones del sistema turbidítico. En la siguiente tabla (tomada de Sáez y Anadón 1989) se pueden ver los distintos ambientes turbidíticos de las Unidades o Sistemas del Priorato Central:
UNIDADES ESTRATIGRAFICAS | SISTEMAS TURBIDÍTICOS | INTERPRETACION PALEOAMBIENTAL |
Areniscas de Poboleta | Sistema de Poboleda | Lóbulo de abanico |
Canal de abanico | ||
Pizarras de Scala Dei | Sistema de Scala Dei | Abanico externo |
Canal de abanico | ||
Areniscas de Basetes | Sistema de Basetes | Talud-“apron”. |
El Carbonífero de La Garriga:
Aflora en el borde meridional del Montseny (Barcelona) y en líneas generales consta de un tramo inferior, integrado por liditas y pizarras de facies marina, que alcanza más de 100 metros de espesor, y de un tramo superior, alternancia de conglomerados y grauvacas, de facies Culm, con subtramos pizarrosos hacia el techo. Separando ambos tramos existen otros niveles de calizas y calcoesquistos ricos en fauna, que indican una edad Viseense para estos niveles. Para el estudio de la estratigrafía carbonífera se han utilizado tres series, las menos tectonizadas y con mejores posibilidades de observación. Las dos primeras (Can Rupit y Coll d'en Carpis) son incompletas. La tercera, del Sinclinal de Sombredos, es la más completa y ha suministrado los niveles con fauna. Es de hacer notar la disposición sinclinal que adoptan estos materiales, con un arrumbamiento NW-SE y vergencia SW; el flanco NE, con frecuencia invertido, suele estar parcialmente cobijado por capas devónicas o predevónicas.
Serie del sinclinal de Sombredos-Roca Centella.
TECHO (35 m visibles): pizarras silíceas, gris azuladas.
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| Columna litoestratigráfica del Carbonífero de La Garriga. |
MURO: calizas arcillosas, pardo rojizas, con Tentaculites (Novakia acuaria) del Devónico.
Consecuentemente el espesor total del carbonífero es algo superior a los 300 metros, con un tramo superior detrítico (facies Culm) de 120 metros, y otro inferior de facies marina con radiolaritas (liditas) separadas por lechos y paquetes arcillosos. Dada la reducida extensión del área considerada es difícil establecer hacia dónde se desplaza el dominio detrítico, no obstante, quedan patentes los cambios laterales que existen en el seno de la formación. Los niveles silíceos inferiores podrían ser asimilados a sedimentos «preflysch». El tramo superior de areniscas y conglomerados, con paleocanales y ciclotemas, presenta las características de una molasa. Algo discordantes entre sí, estos dos tramos pondrían en evidencia los movimientos del geosinclinal herciniano durante el Viseense y, posiblemente, en parte del Tournasiense. Se apunta la posibilidad de que hacia el Oeste aumente el carácter continental de los tramos detríticos, con un mayor porcentaje de elementos más gruesos y la correspondiente regresión.
El Carbonífero en Menorca:
En la parte septentrional de la Isla de Menorca se localiza un importante afloramiento de terrenos carboníferos en facies Culm (pizarras y areniscas con algunos conglomerados) de edad Carbonífero Inferior (Viseense Superior – Namuriense Inferior) en facies turbidíticas muy homogéneas y de un gran espesor (+4.000 m.). La serie es mayoritariamente lutítica con intercalaciones potentes (3 a 8 m) y extensiones laterales kilométricas (5 Km) de areniscas canalizadas de grano grueso y a veces microconglomeráticas con granoselección. Aparecen intercalaciones conglomeráticas con o sin matriz lutítica que corresponden a facies de debris flow o a conglomerados residuales. Las lutitas son ortopizarras con capas delgadas de areniscas de grano fino formando secuencias Bouma correspondientes a depósitos de desbordamiento de los canales. Las areniscas tienen granulometrías de 0,2 a 0,8 mm y presentan madurez elevada (redondeados a subredondeados) y con una composición de grauwackas con mayoría de componentes extracuencales (97-99%) siendo el cuarzo el componente mayor (60-70%) seguido de los feldespatos plagioclasas (5-20%) y de los fragmentos de rocas (15-35%). Las micas pueden aparecer en cantidades considerables en las granulometrías más finas.
Las calizas, muy escasas, son micritas negras de base plana y techo ondulado.
En la siguiente imagen se puede ver la columna sintética que facilita el IGME en la Hoja de Mahón del MAGNA:
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| Figura nº 10: Columnas del Carbonifero de Menorca (IGME) |
Se han encontrado floras con Atchaeocalamites y, en la Cala de Morella Nou, trilobites clasificados como Dremermania sp. aff. pruvosti considerados del Viseense superior lo que ha permitido correlacionar este carbonífero con el del Priorat (Tarragona).
El área madre de estos materiales correspondería a orógenos con rocas metamórficas y sedimentarias epicrustales, situados hacia el Norte, con un menor aporte de rocas ígneas y volcánicas posiblemente originadas en arcos volcánicos. Estos aportes se mantienen invariables a lo largo de todo el Carbonífero lo que indica que no hubo cambios en el área madre lo que resulta extraño teniendo en cuenta el gran espesor de esta serie (+4-000 mts). Esto se podría explicar si se considera que esta enorme cantidad de sedimentos podrían proceder de una anterior plataforma siliciclástica lo que ademas explicaría la madurez composicional y texturas de los sedimentos resedimentados: cuarzoarenitas muy bien seleccionadas con granos de cuarzo monocristalino muy redondeados que presentan cemento sintaxial y clastos dúctiles de lutitas marrones deformados por compactación mecánica.
Este afloramiento, al contrario de los anteriores (Montalbán y El Priorat) se encuadra dentro de la prolongación hacia el NE de las Cordilleras Béticas en donde se localizan otros depósitos del mismo tipo como el que se describe a continuación.
Carbonífero de la Franja Piritica (Huelva):
En Huelva el Grupo Culm comprende principalmente rocas sedimentarias del Carbonífero depositadas con posterioridad al magmatismo de la Faja Pirítica Ibérica. Está constituido fundamentalmente por una formación turbidítica de facies Culm s.s., de varios miles de metros de potencia, precedida en numerosos sectores por una unidad estratigráfica, de 45 a 50 metros de potencia media, denominada Serie Pizarrosa Basal. Esta última es una secuencia que incluye las últimas rocas vulcanoclásticas del techo del Complejo Vulcano-Sedimentario y pizarras con niveles de acumulación de Posidonia becherii del muro de la formación turbidítica. Eventualmente, contiene algunos fósiles de Goniatites, que han proporcionado una edad Viseense Superior. La formación turbidítica de facies Culm es la más característica de este Grupo y una de las de mayor superficie de afloramiento en la provincia de Huelva, desde San Silvestre de Guzmán hasta Riotinto.
C. Moreno 1988 indica que el Culm de la Faja Pirítica está formado por dos dispositivos turbidíticos diferentes uno desarrollado en el Flanco Sur del Anticlinorio de Puebla Guzman de dirección WNW-ESE y otro de dirección NE-SW en la Región de Villanueva de las Cruces. El primer dispositivo corresponde a un abanico submarino de alta eficacia en el transporte (Tipo I de Mutti) de dirección paralela a las grandes estructuras hercínicas de la Zona Sur-Portuguesa. El otro dispositivo correspondería a un abanico de baja eficiencia en el transporte (Tipo II de Mutti) de dirección paralela a las grandes fisuras hercinicas y a la distribución de los focos volcánicos.
Las turbiditas son de carácter distal y están formadas por monótonas sucesiones de lutitas con alternancias areniscosas en estratos delgados con secuencias de Bouma en las que las areniscas son grauwackas líticas inmaduras. Las paleocorrientes indican direcciones de W-NW hacia E-SE. En las turbiditas del Flanco Sur también de composición predominantemente lutítica con alternancias de areniscas tabulares aparecen niveles de areniscas pueden llegar a microconglomeráticas con cantos blandos y restos vegetales de gran tamaño. Las paleocorrientes seria de dirección N 120-170º con sentido hacia el SE. El área fuente de los sedimentos seria la propia Zona Sur-Portuguesa.
ASOMOS CARBONIFEROS EN LA COMUNIDAD VALENCIANA:
Prácticamente todo el territorio de Valencia y Castellón pertenece a la Cordillera Ibérica una cadena alpina que se formo a finales del Cretácico y principios del Terciario (Oligoceno-Mioceno) como consecuencia de la compresión N-S que sufrió la Placa Ibérica por la colisión de las Placas Euroasiatica y Africana y por la deformación y levantamiento de los sedimentos acumulados durante el Mesozoico al Este del Macizo Ibérico, en el Mar de Tethys.
En la siguiente figura de puede ver el esquema geológico de la Cordillera Ibérica (Vera, 2004) en el que he marcado (circulo rojo) los asomos carboníferos de Castellón.
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| Figura nº 11: Esquema geológico de la Cordillera Ibérica. Los afloramientos del Carbonífero de Castellón están señalados por un circulo rojo. |
En las Provincias de Valencia y de Castellón, al contrario que en el resto de la Cordillera, se encuentran unos pocos asomos del zócalo paleozoico o Macizo Ibérico. Se trata de afloramientos muy pequeños y poco estudiados que en base a sus edades geológicas y características estructurales se pueden dividir en dos grupos:
- Asomos del Paleozoico Inferior.
- Asomos del Paleozoico Superior.
Los asomos del Paleozoico Superior se concentran en la Provincia de Castellón con una sola manifestación en la Provincia de Valencia formando un pequeño afloramiento de pizarras y areniscas que se localiza en el término municipal de Marines.
Los afloramientos del zócalo paleozoico de Castellón se localizan en el Macizo del Desierto de Las Palmas y asoman a favor de grandes fallas de dirección NE-SW con saltos que pueden llegar a los 1.000 metros en vertical y en la Sierra del Espadán donde afloran a favor de fracturas asociadas a una gran estructura anticlinal . En la siguiente figura se puede ver un esquema de la publicación clásica de Sos Baynat con la situación de los asomos paleozoicos de Castellón:
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| Figura nº 12: Esquema con la situación de los asomos paleozoicos de Castellón. |
Asomos paleozoicos del Macizo del Desierto de Las Palmas:
En la zona, tal como se puede ver en la anterior figura se localizan tres afloramientos del Paleozoico que son el de Puebla Tornesa-Borriols, el de Villafames y el del Desierto de las Palmas. El más grande es el de Puebla Tornesa-Borriols con una extensión de 21 km2 (7x3 kilómetros) y el más pequeño el del Desierto de las Palmas.
Los tres afloramientos se localizan en la Hoja 616 (Villafames) de la serie cartográfica a escala 1/50.000 del MAGNA, tal como se puede ver en la siguiente figura:
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| Figura nº 13: Mapa geológico de zona con indicación de la situación de los asomos. |
En la figura de la derecha (Simón Gómez 1986) se puede ver la interpretación de uno de estos tramos formado por un apilamiento de secuencias de Bouma.
Son frecuentes los niveles de areniscas de grosor métrico que se presentan en forma de lentejones que se acuñan lateralmente con más o menos rapidez, o en forma de bancos métricos o submétricos, mas continuos lateralmente, formados por amalgamientos de capas decimétricas de areniscas. Las areniscas son grauwackas grises oscuras de grano medio a fino, con cuarzo como el mineral más abundante junto a fragmentos de roca, generalmente alterados, y pequeñas laminas de micas. Las areniscas que presentan estratificaciones con techos ondulados por ripples, laminaciones paralelas y laminaciones cruzadas en surco de pequeña y mediana escala y muchas veces estructuras canalizadas con bases erosivas.
En la siguiente fotografía se puede ver una muestra de estas grauwackas fotografiada con lupa:
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| Figura nº 14: Microfotografía (x30) de una grauwacka gris. |
A continuación, se describirán detalladamente estos afloramientos:
Afloramiento Moró-Villafames.
El asomo de Villafames es el más septentrional de los tres del Macizo del Desierto de Las Palmas y presenta una estructura similar al de Puebla Tornesa, aunque es más pequeño, con 4 kilómetros de longitud por 1,5 kilómetros de anchura.
Está limitado al SE y al Sur por una discordancia angular entre las pizarras y areniscas grises paleozoicas y las lutitas rojas y cuarcitas del Bunt, que no llega a ser visible por estar cubierta por los derrubios de ladera de la Sierra de la Balaguera y el Monte Mollet. Su límite noroccidental es una gran fractura de directriz costero catalana que se extiende entre Villafames y el Plá de Moró (San Joan de Moró). Esta falla es visible en el camino de Costur donde las secuencias turbidíticas paleozoicas se ponen en contacto con las calizas fosilíferas albienses a través de un tramo de varios metros de espesor de margas blanquecinas y abigarradas, muy alteradas, posiblemente una inyección de margas abigarradas del Keuper, lo que indicaría que se trata de una falla con un salto vertical muy importante. En la siguiente fotografía se pueden ver estas margas violáceas que afloran entre el Paleozoico y el Cretácico en el camino de Costur (San Juan de Moró).
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| Figura nº 15: Inyección de margas abigarradas (Keuper?) a favor de la falla que limita el asomo carbonífero de Moró-Villafames por su parte septentrional. |
Sos Bainat (1981) describe estos afloramientos considerando que son de facies Culm y origen continental (¿), dando la siguiente secuencia estratigráfica:
Techo: Pizarras pardas, carbonosas, en paquetes uniformes con intercalaciones lenticulares de areniscas.
Parte media: Areniscas finas, laminadas (grauwackas y cuarcitas) con restos de vegetales.
Muro: Pizarras con capas de grauwackas delgadas.
La mancha de terrenos carboníferos se extiende desde el Coll de la Barsella Moró hasta la base del Morral de Villafamés. El asomo ocupa toda la parte mas baja topográficamente dispuesto en una franja paralela a la crestería formada por El Mollet, el Tossal del Kent, El Morral, etc... Este afloramiento esta compuesto por alternancias de pizarras negras y areniscas grises en capas delgadas (centimétricas a decimétricas) y en Facies Culm, característica de este tipo de depósitos que presentan escasos restos vegetales. El afloramiento esta cubierto por depositos cuaternarios de fondo de valle y derrubios de ladera, así como de una densa vegetación por lo que no es posible el levantamiento de ninguna estratigrafía detallada ya que los escasos afloramientos visibles se localizan a lo largo de las trincheras de la carretera de San Juan de Moró a Villafamés.
Como consecuencia de la intensa deformación tectónica la disposición de los materiales es muy cambiante. Según describe Sot Bainat, las capas están verticalizadas y tienen un rumbo N a S a la altura de Sant Micalet, mientras que, en el Mas de Tolo, al borde de la carretera, se presenta en estratos que buzan 40º al SE. Este sector es importante porque las pizarras son fosilíferas, contienen restos vegetales. Al llegar a la base del Morro de Villafamés las pizarras presentan buzamientos muy variables. En la siguiente fotografía se puede ver un afloramiento de pizarras muy deformadas con capas delgadas de areniscas en un talud de la carretera de Moró a Villafames:
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| Figura nº 16: pizarras con grauwackas en la trinchera de la carretera de Moró a Villafames. |
Sos Bainat encontró restos vegetales (tallos y hojas) en la trinchera de la carretera de Moró a Villafames, a la izquierda, poco antes de llegar al Mas de Tolo. Restos imprecisos en las proximidades de la Pedra de Santa Ana frente a la Cenia de Cantavella bajando desde la bocamina al camino de Villafames.
En el PK 10 de la carretera a Villafames, en el Paraje de Burgas, en el cruce de la carretera y el camino hay importantes afloramientos de pizarras muy alteradas. En la siguiente fotografía se pueden ver estas pizarras con un lentejón de grauwackas que presenta un rápido acuñamiento lateral:
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| Figura nº 17: Lentejón de grauwackas en las pizarras. Camino de Costur. |
En el cruce de este camino con la carretera de Villafames hay un importante afloramiento de pizarras negras, satinadas, con una disyunción en lajas y/o astillas. No se han localizado restos fósiles salvo un tronco de un árbol de mediano tamaño, inclasificable por mala conservación de sus estructuras corticales.
En las trincheras de la carretera de San Joan de Moró a Villafames se pueden observar cortes parciales de pizarras negras, grises por alteración, alternando con capas de areniscas decimétricas constituidas por grauwackas grises de grano fino. Esporádicamente aparecen niveles métricos de areniscas marrones que pueden presentar superficies erosivas con niveles de areniscas de grano muy grueso con cantos blandos.
Afloramiento de Borriol – Puebla Tornesa.
El asomo de Puebla Tornesa-Borriols es la mancha carbonífera más extensa de la provincia, tiene una forma alargada en una dirección de SW a NE y se la puede identificar desde la ermita de Sant Vicent de Borriol hasta más allá́ de la Cuesta de la Puebla formando el suelo y subsuelo de los bancales de cultivo. El rumbo general de la estratificación es al NE y los buzamientos principales a SE. Pueden verse pliegues anticlinales con ejes casi Este-Oeste.
Es el asomo menos monótono de todos pudiéndose distinguir varias litologías diferentes en una serie más potente que la de Villafames posiblemente con varios centenares de metros de espesor, aunque calcular este grosor es prácticamente imposible porque la zona está muy cubierta por depósitos cuaternarios de fondo de valle y conos de deyección procedentes de los relieves adyacentes y muy tapada por la vegetación por lo que los afloramientos están dispersos, sin continuidad estratigráfica. Sin embargo, se puede extrapolar un perfil de dirección NW-SW transversal a la estructura del utilizando tres afloramientos principales y otros secundarios.
El asomo de Borriols-Puebla Tornesa, al igual que el adyacente de Moró-Villafames, se dispone como una cuña en la que su parte suroriental limita con una discordancia que lo separa del Buntsandtein del Desierto de las Palmas y que se localiza entre la Ermita de les Santes y el Tossal Roig, y en su parte nororiental limita con una gran fractura de dirección ibérica que se extiende entre las localidades de Puebla Tornesa y Borriols que lo pone en contacto con las calizas del Cretácico Inferior (Albiense).
La discordancia es de tipo angular entre las alternancias de pizarras y areniscas que buzan 30º al SE y las lutitas rojas y cuarcitas del Permotrías subhorizontales, esta discordancia no se llega a ver con detalle porque se encuentra tapada por derrubios de ladera procedentes de la Sierra del Desierto de Las Palmas. La falla que limita al asomo paleozoico por el NW pone en contacto pizarras negras paleozoicas con las calizas claras fosilíferas cretácicas sin llegar a verse en detalle por estar también cubierta por derrubios y la vegetación.
Se puede dividir en tres sectores que se basan en la existencia de tres afloramientos principales:
Sector noroccidental;
El mejor afloramiento se localiza en la Cantera de El Bustal donde esta explotación ha dejado al descubierto niveles de pizarras negras no alteradas. Estos niveles están en contacto con el Cretácico mediante la Falla Puebla Tornesa-Borriols. En la siguiente fotografía se puede ver este afloramiento de pizarras negras carboníferas y al fondo las calizas cretácicas.
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| Figura nº 18: Pizarras negras (hemipelágitas) en la Cantera de El Bustal |
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| Figura nº 19: Pizarras negras. El Bustal. |
En la siguiente fotografía se puede ver el aspecto de estas alternancias.
En la mayor parte de la cantera las pizarras y areniscas se presentan muy alteradas con tonalidades marrones y solo en la parte mas profunda de la excavación se pueden observar rocas no alteradas con su característico color negro.
Estas pizarras negras encuentran muy deformadas tectónicamente como luego se describirá. Hacia la parte superior de la cantera las pizarras muestran intercalaciones mas gruesas de areniscas grises y algunos bancos areniscos de espesor métrico que presentan base erosiva y estratificaciones cruzadas en surco de bajo ángulo.
En la siguiente fotografía se puede ver uno de estos bancos areniscosos sobre las pizarras negras.
Las pizarras negras con delgadas intercalaciones de detriticos muy finos rojizos, podrían corresponder a depósitos de cuenca submarina abismal donde predomina la sedimentación de materiales finos por decantación (hemipelagitas).
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| Figura nº 20: Banco métrico de areniscas entre las pizarras negras. Cantera El Bustal. |
Sector central;
En el afloramiento está formado por dos trincheras situadas en PK 31 de la CV-10 (Cuesta de La Pobla) en las que se puede ver una sucesión constituida por pizarras negras de facies muy similares a las descritas anteriormente en la Cantera de El Bustal que hacia arriba presentan un incremento gradual en areniscas hasta llegar a un nivel grueso de areniscas con pizarras subordinadas. En la siguiente fotografía se puede ver una de estas trincheras.
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| Figura nº 21: Pizarras negras con areniscas hacia la parte superior. CV-10. |
Las pizarras negras pasan gradualmente a areniscas finamente estratificadas con estratificación ondulada por ripples y después a bancos métricos de areniscas. En la siguiente fotografía se puede ver el tramo de paso de las pizarras negras a las areniscas mediante estratos muy finos lenticulares de areniscas de grano muy fino y color grisáceo o granate, con laminaciones cruzadas.
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| Figura nº 22: Paso gradual de pizarras negras a areniscas finas onduladas mediante el incremento en el contenido en detriticos finos (limos y arenas). Depósitos de abanico distal. |
La segunda trinchera la Cuesta de La Pobla está compuesta por pizarras negras con estratos de areniscas de espesor centimétrico con bases planas y techos ondulados por ripples. Los estratos presentan una marcada laminación paralela.
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| Figura nº 23: Pequeño banco (20 cmts) de areniscas grises entre pizarras, el banco esta formado por estratos muy delgados (5 cmts) con laminaciones paralelas. El banco presenta muro plano y techo ondulado. |
Algunos estratos de areniscas presentan unas marcadas laminaciones paralelas como se puede apreciar en la siguiente fotografia:
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| Figura nº 24: Estrato de areniscas con laminaciones paralelas. Techo ondulado. |
La serie culmina con un nivel de areniscas grises (grauwackas) en bancos métricos constituidos por una amalgamación de capas más delgadas (decimétricas) con sus planos de estratificación onduladas:
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| Figura nº 25: Bancos gruesos de areniscas grises con pátina ferruginosa formados por acumulaciones de estratos centimétricos de areniscas con planos de estratificación ondulados. Depósitos de lóbulos proximales. |
Estos bancos de areniscas están separados por niveles decimétricos de pizarras negras con nivelillos ondulados de areniscas grises claras de grano muy fino que pueden presentar estratificación paralela y sigmoidal, como se puede ver en la siguiente fotografía
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| Figura nº 26: Interestrato de pizarras negras con laminación de limolitas y/o areniscas finas separando dos bancos gruesos de areniscas amalgamadas (Detalle de la fotografía de la figura anterior). |
Encima de estas pizarras negras (Fotografía Nº 21) se va incrementado paulatinamente el contenido en detríticos mas gruesos (areniscas finas) con laminaciones de ripples y gran continuidad lateral que pueden corresponder o a depósitos de turbiditas dístales ("fan faringe"). Los niveles métricos de areniscas grises formados por capas amalgamadas de pequeño grosor, corresponderían a depósitos de lóbulo próximal no canalizado.
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| Figura nº 27: Pedrera El Molló (P. Tórnesa) |
Entre la carretera CV 10 y la Sierra del Desierto de Las Palmas hay una serie formada por alternancias de pizarras negras con delgadas capas de areniscas que afloran discontinuamente en pequeños afloramientos muy tapados por la vegetación.
En esta serie flysch hay un nivel singular compuesto por un tramo de espesor decamétrico de areniscas prácticamente subhorizontales, este tramo se puede ver bien en la Cantera de El Tollo a la que se accede por una pista que sale del paso elevado de la CV 10 (dirección Puebla Tornesa PK 32-33), a la izquierda. En esta cantera se exploto el nivel de areniscas en estratos gruesos que se utilizaron para obtener zahorras.
En el camino de acceso a la Cantera de El Molló hay pequeños afloramientos de pizarras negras y de alternancias de pizarras con delgadas capas de areniscas que se presentan con un ligero buzamiento al SE.
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| Figura nº 28: Flute marks. Pedrera El Molló. |
En los planos de estratificación son muy abundantes las marcas de corriente tipo fluye marks y en los estratos la estructura más común son las laminaciones paralelas o tendidas de muy bajo ángulo.
En la parte superior de este grueso tramo de areniscas gruesas se intercalan algunos niveles de areniscas arcillosas que contienen abundantes restos vegetales sobre todo pequeñas equisetáceas acumuladas en planos de estratificación y laminas o dispersas entre la roca que ademas presenta abundantes restos carbonosos.
Este tramo de areniscas se prolonga lateralmente siguiendo la estructura regional a lo largo de al menos kilometro y medio. Correspondería a un depósito mas proximal del sistema turbidítico posiblemente correspondan al relleno de un complejo canal-levee.
La parte más alta de la serie estratigráfica se puede ver en los taludes de la pista de Puebla Tornesa al Desierto de Las Palmas donde se observan tramos de pizarras con algunas intercalaciones de areniscas en estratos planoparalelos, muy delgados (mm.), tal como se puede observar en la siguiente fotografía.
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| Figura nº 29: Pizarras muy alteradas con estratos delgados de areniscas tabulares. |
Junto a los niveles de pizarras aparecen tramos de alternancias donde dominan las areniscas de grano muy fino en estratos delgados (2-4 cm) en los que las areniscas se presentan en estratos lenticulares y/o ondulados, a veces con la base plana y con laminaciones cruzadas de ripples.
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| Figura nº 30: Alternancia de pizarras y areniscas en estratos centimétricos con planos de estratificación ondulados. Pista del Desierto de Las Palmas. |
Junto a estas alternancias también se pueden ver algunos niveles de areniscas grises en tramos métricos con superficies erosivas y laminaciones horizontales y cruzadas de bajo ángulo:
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| Figura nº 31: Nivel de areniscas grises con pátina ferruginosa. Pista del Desierto de Las Palmas. |
Esta serie de Pobla Tornesa es similar a otras descritas en el Carbonífero inferior del Orógeno Varisco caracterizándose por presentar en su parte inferior de unas pizarras negras con limolitas rojizas sedimentadas en un medio muy profundo encima se sitúa una secuencia flysch (facies Culm) de ambientes turbidíticos distales con una gruesa intercalación de areniscas, con abundantes restos vegetales, que podrían corresponder a un canal turbidítico proximal. Sobre estos depósitos se localizan discordantemente los depósitos continentales en facies Bunt. Además de estas pizarras se encuentran niveles de areniscas grises (grauwackas) en estratos finos pero que frecuentemente aparecen amalgamados formando niveles areniscosos con estratificación ondulante posiblemente debida a la migración de ripples, asimilares a los que se encuentran en las trincheras de la CV-10 en las Cuestas de Pobla Tornesa formando un tipo litológico muy frecuente en los ambientes turbidíticos.
DESIERTO DE LAS PALMAS:
Aparecen pizarras carboníferas en el Barranco del Agua y en el Mas de la Bartola. El afloramiento del Desierto de las Palmas (Miravent) es el más pequeño de todos (1,5 x 0,80 kilómetros) con forma triangular y una estructura parecida a la de los de Puebla Tornesa y Villafames.
En el Sector del Convento del Desierto asoma el carbonífero en la Font Pollosa, en la Portería de Baix, en la Font de San Jose en La Comba (Barranquet del Carrascal), etc.. En Miravent, pasado el Mas de Dávalos, también asoman areniscas.
ASOMO DE VILLAMALUR.
Con una longitud de 9.700 metros y 1.700 metros de anchura, este afloramiento se localiza en Villamalur (Castellón) en el Parque Natural de la Sierra del Espadán. Constituye una alineación de dirección NE-SW que incluye las alturas de La Royaliza (890 msnm), el Alto del Catalán (955 msnm) y La Atalaya (962 msnm) con una topografía de lomas y barrancos con una densa vegetación.
Como una prolongación del asomo de Villamalur se encuentra el asomo de Higueras que esta cartografiado como de la Formación Badenas del Silúrico (Llandovery-Pridoli) y un poco más alejado el asomo de Montan también considerado Silúrico. En la cartografía geológica digital del IGME el afloramiento de Villamalur viene referenciado como Paleozoico indiferenciado y en el MAGNA (Hoja de Segorbe) se cartografía como Paleozoico, pero en la memoria de esta misma hoja se menciona que Lotze (1929) lo considero como Devónico. Sos Bainat, en su monografía sobre la Geología de Castellón, considera que son materiales del Carbonífero en base a la paleoflora encontrada.
Estos asomos están constituidos por pizarras negras sericiticas y lajosas con areniscas grises (grauwackas) que generalmente se presenta en estratos de poco espesor (centímetros) con pátinas marrones. Estos materiales se presentan muy replegadas y litológicamente son iguales a las pizarras que se encuentran en la Pedrera del Bustal en Puebla Tornesa.
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| Figura nº 31: Pizarras negras con interestratos de areniscas de grano muy fino ferruginosas en una facies muy similar a la de las pizarras de P. Tornesa. |
Además de estas pizarras se encuentran niveles de areniscas grises (grauwackas) en estratos finos pero que frecuentemente aparecen amalgamados formando niveles areniscosos con estratificación ondulante posiblemente debida a la migración de ripples, asimilares a los que se encuentran en las trincheras de la CV-10 en las Cuestas de Pobla Tornesa.
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| Figura nº 32: Areniscas grises onduladas similares a los niveles de la Pista del Desierto de Las Palmas (P. Tornesa) |
Por lo tanto, por la similitud de facies litoestratigráficas los asomos de Puebla Tornesa y de Villamalur–Pavias–Higueras pueden considerarse que corresponden a la misma alineación de terrenos del Carbonífero. Policarpo en su Tesis considera que las pizarras con areniscas grauwákicas y microconglomerados son similares a las dos unidades basales del Carbonífero de Montalbán. Además, se han encontrado en Villamalur (Barranco de Avellaner) fósiles vegetales muy parecidos a los del Desierto de Las Palmas.
Asomo de Marines.
Es el asomo mas suroriental del Zócalo Paleozoico de la Cordillera Ibérica y el más pequeño de todos los descritos (900 x 300 m). Se localiza en el Termino Municipal de Olocau en el Barranco de Tello y está formado por un conjunto de pizarras negras, pardo-amarillentas por alteración, alternando con grauwackas y con algunas intercalaciones de microconglomerados y cuarcitas con algún nivel centimétrico de carbonatos de aspecto rojizo. Son abundantes los restos vegetales. Litologicamente se asemeja mucho a los anteriormente descritos en Castellón.
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| Figura nº 33: Pizarras y areniscas del afloramiento paleozoico de Marines. |
P.Garay en su Tesis (2.000) describe una columna parcial levantada bajo la discordancia del Buntsandtein.
TECHO:
-22 metros: grauwackas grises, poco consistentes, con estratificaciones cruzadas y laminaciones discontinuas.
-25 metros: Pizarras negras de tonalidades verdeazuladas, con interccalaciones ocasionales de areniacas finas, entre las que destacan dos niveles de areniscas arcósicas u grauwákicas mas potentes de 1 y 2,6 m de grosor, respectivamente.
- 5 metros: Areniscas.
- 9 metros: Pizarras limo-arenosas.
- 4 metros: Areniscas en estratos cruzados delgados.
- 20 metros: Alternancia irregular de pizarras y areniscas, mas abundantes hacia la parte inferior de este tramo y menos hacia la parte superior que es más pizarrosa.
MURO: Tapado por derrubios.
En la siguiente figura se puede ver, modificada, la columna levantada por P. Garray (2000):
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| Figura nº 34: Columna del Paleozoico de Marines (P. Garay). |
TECTONICA DE LA ZONA:
La deformación hercinica en los macizos paleozoicos del NE de la Cordillera Ibérica se divide en tres fases (Tejero y Capote, 1987):
-Primera fase de la deformación: durante esta fase se forman grandes estructuras plegadas de dirección NW-SE, verticales o vergentes al NE con una esquistosidad de plano axial. Tanto los buzamientos de los planos axiales de los pliegues como los planos de la esquistosidad presentan fuertes buzamientos. Los pliegues son de escala muy variada, desde kilométricos a centimétricos. La esquistosidad también presenta una dirección NW-SE siendo del tipo “slaty cleavaje” en las pizarras y grosera en las areniscas.
Durante esta primera fase la deformación es progresiva en tres etapas: una etapa de plegamiento por “buckling” con flexodeslizamiento marcado por estrías entre las capas deslizadas. Posteriormente habría una etapa de aplastamiento con formación de una esquistosidad y el desarrollo de un metamorfismo de bajo grado. La deformación finaliza con una etapa de acortamiento mediante flexodeslizamiento durante la cual se forman superficies estriadas oblicuas a las formadas durante la etapa de buckling.
-Segunda fase de la deformación: se produce en el campo frágil con la formación de fallas y cabalgamientos que evolucionan a partir de las estructuras frágiles formadas en la etapa final de la primera fase. Las fallas presentan altos buzamientos (60 a 75º) al SW.
-Tercera fase de la deformación: durante esta fase se forman pliegues redondeados o angulares de plano axial vertical o vergente al Norte de dirección N145-100 con una esquistosidad de crenulación muy enriquecida en minerales opacos en sus planos.
Los estudios realizados en los asomos carboníferos de El Priorat y de Montalbán indican que estos materiales sufrieron una intensa deformación durante esta Orogenia Varisca o Hercínica.
En El Priorat la deformación presenta tres fases, de las que la primera fase (F1) es hercínica y se caracteriza por presentar pliegues tumbados asimétricos y fallas y cabalgamientos vergentes al SW y de dirección NW-SE que afectan solamente a los materiales paleozoicos, mientras que la segunda o Fase F2 se la considera alpina y se caracteriza por presentar pliegues subverticales, laxos y abiertos de dirección NE-SW que coinciden con la dirección de los pliegues y fracturas que afectan a la cobertera mesozoica discordante. La tercera fase (F3) agrupa a estructuras frágiles de dirección NE-SW atribuidas a la distensión del Neógeno y que afectan al zócalo paleozoico y a la cobertera mesoterciaria.
El afloramiento de Montaban constituye un anticlinal ligeramente tumbado de núcleo devónico y dirección hercínica (NW-SE). Esta estructura está afectada por fallas de direcciones hercínicas y alpinas con al menos tres fases deformacionales hercinianas superpuestas (E. Górriz Ibáñez, 2014):
La primera fase de deformación (F1) hercínica, dio lugar a pliegues isoclinales recostados, con un alto grado de aplastamiento. La orientación media de los planos axiales de estos pliegues es NW-SE. Presentan una esquistosidad penetrativa de plano axial (S1) casi paralela a la estratificación (S0) lo que es indicativo del alto grado de aplastamiento.
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| Figura nº 35 |
La segunda fase de deformación (F2) se caracteriza por la formación de pliegues de flexión y aplastamiento isopacos, con pequeña tasa de aplanamiento. Se desarrolla una esquistosidad de crenulación discontinua en el plano axial (S2). Localmente, los pliegues están asociados con fallas inversas de escala métrica y decamétrica. La orientación media de estos pliegues es NNE-SSW, ligeramente oblicua a los pliegues anteriores.
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| Figura nº 36 |
La tercera fase de la deformación hercinica (F3) esta mal representada en el Macizo de Montalbán. Se caracteriza por presentar pliegues de flexión rectos, sin esquistosidad asociada y con geometría claramente controlada por los pliegues de la fase anterior. La orientación preferida de estos pliegues es NE-SW. La interferencia de los pliegues de las diferentes fases da lugar a una geometría de domos y valles
La secuencia de acontecimientos tectónicos para el sector NW del Macizo de Montalbán está caracterizada por la sucesión de las mencionadas tres etapas de deformación hercínica con direcciones de acortamiento regional que varían de NE-SW (1ªfase) a ESE-WNW (2ªfase) y, finalmente a NW-SE (3ª fase), todas ellas afectadas por la deformación alpina posterior.
El predominio de la orientación NW-SE sugiere el gran control estructural ejercido por grandes fracturas hercínicas y tardihercínicas.
El estilo estructural que caracteriza las tres etapas de la deformación varisca reconocidas en el Macizo de Montalbán se correlacionan con la secuencia obtenida en otras partes de la Zona Asturiano-Leonesa del Macizo Ibérico en el que la principal tendencia estructural NW-SE se atribuye al efecto de la primera y segunda fases de deformación coaxial. Estructuralmente en la Zona Cantábrica predominan las estructuras de despegue (mantos y cabalgamientos) y pliegues y fallas en su mayor parte posteriores a las estructuras de despegue. Por su parte la Zona Asturoccidental-Leonesa está caracterizada por una deformación más compleja con estructuras producidas durante tres principales etapas de la deformación hercínica. Teniendo en cuenta las diferencias estructurales entre la ZAOL y la ZC, podemos afirmar que la evolución de la deformación hercínica en el Macizo de Montalbán puede ser asimilada a la de los afloramientos paleozoicos del Macizo Ibérico.
Deformación del Macizo del Desierto de Las Palmas:
M. Ansón y A. Gil (2013) realizan un análisis estructural de los materiales pre-pérmicos de la Sierra de Espadán (Higueras- Pavias-Villamalur) en el que a partir de varios afloramientos, principalmente de rocas en facies Culm, se ha establecido una secuencia de deformación hercínica que incluye:
1) Etapa de intenso aplastamiento con desarrollo de pliegues muy apretados y esquistosidad cristalofílica, continua y penetrativa.
2) Pliegues sinesquistosos de orientación NW-SE con esquistosidad de crenulación discontinua producida en condiciones mas frágiles.
3) Pliegues de orientación N-S con esquistosidad discontinua. Esta ultima fase de deformación afecta a los materiales permo-triásicos suprayacentes.
La actual disposición de las estructuras mesoscópicas hercínicas es resultado del plegamiento flexural del conjunto durante el Terciario.
Canerot (1974) considera que la estructura general del macizo paleozoico corresponde a un gran anticlinal de dirección ibérica NW-SE. La tectónica de estos asomos carboníferos ha sido estudiada por Simón Gómez (1986) concretamente en la Cantera de El Bustal y las trincheras de la CV 10 a la altura de Puebla Tornesa, descritas anteriormente, y otros afloramientos individuales. Según este autor la deformación seria asimilable a las tres fases típicas de la Zona Asturoccidental Leonesa.
Según este investigador en Castellón la primera fase de deformación hercínica (F1) se caracteriza por presentar pliegues isoclinales muy aplastados, con charnelas engrosadas y flancos estirados y adelgazados con boudinage ductil. Presentan una esquistosidad de flujo muy penetrativa (S1) que presenta subparalela a la estratificación (So), esta esquistosidad afecta muy claramente a las pizarras y menos en las areniscas donde se manifiesta como una esquistosidad de fractura espaciada. En la siguiente fotografía (trinchera de la CV 10 en Puebla Tornesa) se puede apreciar la intensa deformación de los niveles de pizarras negras:
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| Figura nº 37: Pizarras negras fuertemente deformadas. Trincheras de la Cuesta de Puebla Tornesa. |
En este afloramiento se puede apreciar la existencia de dos planos de fractura, muy tendidos, paralelos entre si y también a la esquistosidad (S1) y por lo tanto posiblemente formados durante esta misma primera fase de la deformación.
Los planos planos axiales de estos pliegues se presentan muy tendidos con direcciones NE-SW y vergencia al SE. En la siguiente figura se puede ver uno de estos pliegues tumbados de mediana escala en una de las trincheras de la CV-10 en Puebla Tornesa, presentando las características de los pliegues de aplastamiento de la primera fase:
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| Figura nº 38: Pliegue isoclinal tumbado. Trincheras de la Cuesta de P. Tornesa. |
Además de los pliegues de gran y mediana escala también hay abundantes pliegues de pequeña escala también isoclinales muy apretados y tumbados con figuras de interferencia, como los que se puede ver en la siguiente fotografía correspondiente al Carbonífero de Villafames (Camino de Costur):
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| Figura nº 39: Pliegues de pequeña escala afectando a materiales de la facies Culm. Camino de Costur (San Joan de Moró). |
En la siguiente fotografía se puede ver un detalle de uno de los pliegues de la fotografía anterior donde se observa la charnela de un pliegue con un ligero engrosamiento de los estratos mas competentes (areniscas):
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| Figura nº 40: Detalle de la fotografía anterior en la que se aprecia la charnela de uno de los pliegues. |
La deformación de la segunda fase (F2) se caracteriza por la presencia de pliegues fluxurales que afectan a la S1 y que suelen presentar una esquistosidad de crenulación discontinua (S2) indicativa de una menor aplastamiento que el de la primera fase y dispuesta en ligero abanico respecto al plano axial del pliegue. La geometría de estos pliegues es diferente a los de F1 siendo prácticamente isopacos con charnelas muy poco a nada engrosadas. Esta fase de plegamiento postesquistoso se diferencian dos etapas de plegamiento una fase F2 de dirección ENE y una tercera F3 de dirección N-NNW, son frecuentes las fallas inversas muy tendidas posiblemente generadas en episodios más tardíos de estas fases de la deformación.
En la siguiente fotografía se puede ver la intensa deformación que presentan las pizarras negras de la Cantera del Bustal con pequeños pliegues posteriores a la esquistosidad S1 del tipo “king band”:
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| Figura nº 41: Pequeño pliegue king band en pizarras negras. Pedrera del Bustal. |
Durante estas fases de deformación se producen movimientos de flexura (flexural-slip floding) que se manifiesta con la formación de espejos de falla de cuarzo blanco (ribbonquartz) en los planos de estratificación que se presentan fuertemente estriados tal como se puede ver en la siguiente fotografía en la que se aprecia al menos dos direcciones de flexura diferentes marcadas por estrías de direcciones diferentes.
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| Figura nº 42: Direcciones distintas de estrías de deslizamiento marcadas en un plano de estratificación. (Carretera Moró- Villafames). |
Una última esquistosidad de crenulación de dirección ESE, muy similar a la que aparece en el Anticlinal de la Sierra del Espadán con dirección 100 y correspondiente a una fase de plegamiento WNW-ESE que afecta a los materiales del Buntsandtein (ver su descripción en la entrada correspondiente a febrero de 2019 en este mismo blog), parecería indicar que la ultima deformación que afecta a los materiales carboníferos seria una deformación hercinica tardía (Pérmico Inferior).
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| Figura nº 42 b; Esquistosidad afectando a materiales del Pérmico (Formación Alcotas) en la Sierra del Espadán (Castellon). |
El levantamiento del zócalo paleozoico en la Rama Aragonesa de la Cordillera Ibérica se produjo durante el Cenozoico y fue debido a la inversión del Rift Ibérico con la reactivación de estructuras hercínicas y despegues a favor de materiales del Triásico Inferior como se puede ver en la Falla que limita el asomo de Moró – Villafames por el NW. y que se puede ver en la fotografía de la figura nº 15.
Los asomos de Montan, Higueras y Villamalur corresponden a afloramientos del núcleo paleozoico de Anticlinal del Espadán que afloran a favor de grandes accidentes tectónicos correspondientes a un cabalgamiento del Paleozoico sobre el Triásico Inferior (Buntsandtein). En la siguiente fotografía se puede apreciar esta estructura con las pizarras grises paleozoicas cabalgando encima de las areniscas blancas y lutitas rojas triásicas con la generación de estructuras de arrastre:
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| Figura nº 42: Pliegue de arrastre ocasionado por el cabalgamiento de las pizarras paleozoicas sobre las lutitas rojas triasicas (Higueras-Pavías). |
En el Priorat se ha determinado un metamorfismo de muy bajo grado con un rango de temperatura de 133 a 229ºC y presiones de 1,35 a 1,86 Kbar que equivalen a profundidades de 4 a 5,5 kilómetros. El gradiente geotérmico es de 33 a 42ºC/km en la zona de transición entre la diagénesis profunda y el anquimetamorfismo, tal como también sucede en la Zona Cantábrica.
En la bibliografía geológica (Hoja nº 640 del MAGNA) se menciona la existencia en el asomo de Higueras- Villamalur de “anfibolitas hornbléndicas a techo de la serie”, no he llegado a verlas (tampoco he podido discernir cual es el “techo” de la una serie tan replegada), pero la mención es clara por lo que hay que considerar que en esta zona esta serie paleozoica estaría afectada por un metamorfismo de grado medio-alto. En el cuadro adjunto se puede ver la presión y temperatura a la que se forman las rocas metámorficas de esta facies: entre 400 a 600ºC y 20 - 30 kilómetros de profundidad.
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| Figura nº 43: Facies metamórficas en función de la Presión y la Temperatura. |
La deformación en el Carbonífero del Macizo del Desierto de las Palmas no es tan intensa como la de otros asomos del Paleozoico Inferior de Castellón (Pavías) y Valencia (Bco Alcotas) donde se llega a fases de plegamiento dúctil, descritos en otras entradas de este blog, lo que en principio indicaría que tal como sucede en la Cordillera Ibérica, el Carbonífero tendría una deformación semejante a la de la Zona Cantábrica y el Paleozoico Inferior una deformación correspondiente a la Zona Asturoccidental Leonesa.
La estructura del asomo de Borriols-Puebla Tornesa sería muy similar al que presenta el asomo de Montalbán, que se puede ver en la siguiente figura según la interpretación que de la misma hace E. Górriz Ibáñez:
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| Figura nº 44. |
En el asomo de Puebla Tornesa (Castellón) se observa que la deformación es más intensa cuanto más cerca de la falla que lo limita por el NW, mientras que a partir de la CV-10 y en dirección al Desierto de Las Palmas (SE) la deformación es menos intensa desapareciendo, al menos aparentemente, el fuerte replegamiento que se aprecia en la Pedrera del Bustal y las trincheras de la CV-10 en las Cuestas de Puebla Tornesa. En la Pedrera de Molló y en Camino del Desierto de las Palmas no se observan estructuras de plegamiento encontrándose la serie con un ligero buzamiento hacia el SE.
En la siguiente fisura se puede ver un cronograma simplificado de los acontecimientos tectónicos tardivariscos y del inicio del ciclo alpino en el centro y oeste de la Península Ibérica (modificado de González-Casado et al., 1996):
PRINCIPALES FRACTURAS.
En la Provincia de Castellón se produce la intersección de varias grandes fracturas tardihercínicas de direcciones opuestas. El primero es un conjunto de fallas (Noribérica, Ateca-Castellón y Hespérica) de dirección NW-SE, es decir “ibérica” y el segundo conjunto (Fallas del Segre y de Requena-Mora) de dirección NE-SW o NNE-SSW, es decir “costero- catalana”. Las fallas Moró-Villafames, Borriols-Puebla Tornesa y del Desierto de las Palmas que levantan el Carbonífero presentan una dirección “costero-catalana” y unos importantes saltos de centenares de metros.
En la siguiente figura ser puede ver la red de fracturas principales que afectan al sector NE de la Cordillera Ibérica:
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| Figura nº 45. |
Edad de la Deformación:
Durante la Orogénesis hercínica la Zona Asturoccidental Leonesa (ZAOL) sufrió una deformación polifásica con metamorfismo y plutonismo (J.A. Pulgar). Las estructuras tectónicas presentan tres fases principales de deformación y algunas tardías de menor entidad. La primera fase de la deformación (F1) se originan pliegues vergentes hacia la parte exterior del orógeno con una marcada esquistosidad (S1) y un metamorfismo regional progresivo del tipo intermedio de baja presión. La segunda fase de deformación (F2) se caracteriza por la formación de cabalgamientos que cortan a los pliegues mayores de la primera fase y que forman zonas de cizalla dúctiles en las zonas más internas y zonas de cizalla en la transición frágil-dúctil en las más superficiales como respuesta a un episodio de cizallamiento de la corteza. Durante la tercera fase de deformación (F3) se forman pliegues de planos axiales subverticales con una esquistosidad de crenulación. Estos pliegues afectan a las estructuras generadas en las fases anteriores con formas geométricas complejas del tipo 3 de los modelos de interferencia de Ramsay.
Los distintos autores no se ponen de acuerdo sobre la edad de la deformación hercinica en el Macizo Ibérico, asi según Julivert la deformación en la Zona Cantábrica tuvo lugar antes del Westphaliense D mas alto. Colchen opina que en la Sierra de la Demanda (Colchen) la deformación ocurrió durante el Westphaliense B-C y por su parte Tejero y Capote consideran que en Montalbán la deformación ocurrió durante el Carbonífero Inferior.
Según M. Álvaro et al (1979) el basamento de la Cadena Celtibérica consiste en rocas paleozoicas y precámbricas estructuradas en el ciclo hercínico y la principal etapa tectónica tuvo lugar durante el Stefaniense y el Pérmico inferior, durante la cual se produjo la intrusión de granitoides tardíos y volcánismo. Esta etapa está caracterizada por la formación de fallas de desgarre que cortan a las estructuras hercinicas según dos sistemas, uno sinestral de direcciones NNE-SSW y NE-SW, y otro dextal de dirección NW-SE (Parga, 1969; Vegas, 1975). Esta actividad tectónica está reflejada en la sedimentación intermontañosa del Stefaniense y Autuniense con una participación volcánica importante (Pérmico negro de Sopeña et al.1977). A consecuencia de esta etapa tectónico el macizo hercínico quedó dividido en un conjunto de bloques separados por importantes fracturas, cuya orientación y situación controló la evolución sedimentaria y tectogenética en el ciclo alpino, al reactivarse como fallas normales durante los periodos distensivos y condicionando la ubicación de las áreas de sedimentación y como fallas inversas en los compresivos y condicionando el estilo estructural (Vegas,1975; Alvaro et al.,1975).
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| Figura nº 45b: Esquistosidad sigmoidal por plegamiento flexural en materiales del Pérmico Inferior (Formación Alcotas) en el Anticlinal de la Sierra del Espadán. |
El Pérmico superior corresponde a un episodio claramente desligado de la tectónica tardihercínica de desgarres. Una importante tectónica de bloques (fases Saálica y Pfálcica) y la sedimentación de potentes series clásticas (Pérmico rojo, Sopeña et al., 1977) en cuencas de tipo semigraben muy subsidentes, denotan una fase tensional anterior al inicio de la distensión y sedimentación del ciclo alpino.
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 más bien en esta última 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.
E. Real considera que la esquistosidad existente en el área de Valdemorillo fue generada durante una primera fase de la deformación hercínica y que fue ocasionada por un evento de engrosamiento de la corteza ocurrido durante el Devónico Medio-Carbonífero Inferior (Arango et al 2013 y Doblas et al 1994). Posteriormente, durante el Carbonífero Inferior - Medio, hay una etapa de deformación principal mediante cizallamiento dúctil y posteriormente durante el Carbonífero Medio- Pérmico Inferior se forman estructuras de crenulación y pliegues de dirección N-S y NE-SW. Todo el conjunto esta afectado por una deformación frágil (fracturas) que se desarrollo durante el Pérmico Inferior y el Triásico. Esta autora concluye que en esta zona se desarrollaron hasta 5 fases de deformación hercínica : D1, compresiva y de cizallamiento simple; D2 cizallamiento dúctil extensional-compresivo; D3, compresiva; y D4; D5, de carácter frágil con formacion de fracturas N-S y NW-SE.
En el siguiente gráfico se puede ver la edad de las diferentes fases de deformación hercínica de la zona de Valdemorillo segun Doblas et al 1994:
En resumen se puede deducir que la deformación que afecto a los asomos paleozoicos de Castellón fue causada por la Orogenia Hercínica comenzando el en Carbonífero Inferior (Namuriense) con la instalación de una cuenca de antepaís en la que se acumularían sedimentos sinorogénicos y continuando a lo largo de todo el Carbonífero hasta el Pérmico Inferior en al menos tres fases sucesivas. Durante el Pérmico Medio y el Triásico la zona sufrió una deformación frágil.
La actual configuración tectónica es debida a los retoques sufridos por la configuración hercínica durante la Orogenia Alpina.
MINERALIZACIONES:
En estos asomos, especialmente en la Cantera de El Bustal y trincheras de Puebla Tornesa, son muy abundantes las vetas de cuarzo blanco que se presentan oblicuas a la estratificación y a veces muy replegadas, estas vetas se formaron durante la primera fase de deformación hercínica y fueron plegadas posteriormente.
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| Figura nº 46: Vetas de Q blanco replegadas (Pedrera del Bustal; P. Tornesa) |
Algunas de estas vetas de cuarzo blanco presenta mineralizaciones negras y botroidales de Fe (goethita) en pequeñas cavidades (geodas) tapizadas de cristales de cuarzo:
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| Figura nº 47: Pequeña geoda con goethita y cristales de cuarzo. |
Además de estas vetas hay otras que corresponden a relleno de planos de falla y otras estriadas que aparecen en los planos de estratificación (ribbonquatz) indicando un movimiento flexural tal como se puede apreciar en la fotografia de la figura nº 42.
En toda la serie son muy abundantes las patinas e impregnaciones de óxidos de hierro que ocasionan la coloración marrón y negra iridiscente de las rocas cuando están meteorizadas:
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| Figura nº 48 Patinas ferruginosas recubriendo areniscas (grauwackas) grises. |
PALEOFLORA:
Floras fósiles en la Península Ibérica:
En términos generales las floras carboníferas de la península Ibérica encajan perfectamente con las que se conocen de antiguo en el norte de Europa, lo cual se explica por reflejar las mismas condiciones climáticas ya que pertenecen a la misma franja paleoecuatorial (RH. Wagner). Las floras tournaisienses, que aparecen en las facies Kulm en España son similares a las clásicas asociaciones florísticas de esta edad de Sajonia y del Este de Francia. Hay muy pocos registros de la flora Tournaisiense en Europa y la misma sorprende por su uniformidad, quizás debido a que durante el Mississipiense el clima era bastante uniforme globalmente debido a que la diferenciación climática por paleolatitud era prácticamente inexistente. Las floras serpujovienses (Namuriense inferior) están bastante bien representadas en Sierra Morena (WAGNER, 2001) y también en la Vendée (Francia) pero aun no está realizado el estudio comparativo detallado entre ambas. Hay que tener en cuenta que en el Carbonífero Inferior La Vendée no estaba lejos de Sierra Morena.
En cambio durante el Pensilvaniense si que existía una marcada diferenciación climática por paleolatitud llegando a desarrollarse un casquete de hielo sobre Gondwana que se encontraba en el Polo Sur. Las distintas partes de Iberia se encontrarían a relativamente poca distancia del paleo ecuador que los trabajos de paleomagnetismo sitúan en el sur de Francia. Las floras pensilvánicas de España y Portugal, al igual que las clásicas de Europa Occidental, al norte del paleo ecuador, corresponden claramente a la franja paleo ecuatorial, que se extendía de Norteamérica a China, pasando por Europa y Asia central, es el conocido como ámbito amerosínico. Los estudios sobre las floras pensilvánicas de la actual Península Ibérica indican que estas corresponden a ambientes húmedos y cálidos.
Las floras corresponden a un macroambiente bastante especializado y se componen sobre todo de helechos, pteridospermas, esfenópsidas y licópsidas, con una proporción menor de Cordaites, un árbol afín a las coníferas. La proporción de helechos cambió en el transcurso de los tiempos pensilvánicos, con un aumento notable durante el Estefaniense, aunque de forma paulatina y no tan repentinamente como se ha sugerido en algunas publicaciones. Esta mayor presencia de los helechos se debe a que el registro español de las floras estefanienses en la Cordillera Cantábrica es mucho más completo que el que proporciona la franja parálica del noroeste de Europa y el de Norteamérica, donde el limite aproximado entre Westfaliense y Estefaniense (más concretamente, entre el Cantabriense inferior y el Estefaniense B-C) coincide con un levantamiento tectónico generalizado, con erosión limitada, o bajada del nivel del mar, y un consiguiente hiato estratigráfico de bastante envergadura. Al mismo tiempo, disminuyó la diversidad de licópsidas y su proporción en el conjunto de la flora. En la siguiente se puede ver un boceto de un bosque carbonífero dibujado por Ezequiel Vera donde se representa un pantano con una asociación florista compuesta por helechos arborententes (lepidodendros y sigilarias) y equisetos (calamites):
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| Figura nº 49: Boceto de bosque carbonifero. |
Las floras pensilvánicas españolas muestran muy pocas plantas que vivieran fuera de las zonas pantanosas, es decir, en lugares con los suelos mejor drenados, en esto también se parecen mucho a las floras clásicas del Westfaliense del noroeste de Europa, lo cual da fe del clima húmedo generalizado en la franja paleoecuatorial. Esta situación cambió con el aumento global de temperatura durante el Pérmico coincidiendo con el fin de la glaciación pensilvánica. Ocurrió un cambió en el patrón de distribución de las precipitaciones en el mundo, lo cual se reflejó en el registro florístico. Efectivamente, en un área amplia de Europa occidental y Norteamérica se encuentran composiciones florísticas pérmicas con elementos correspondientes a zonas con suelos mejor drenados, siendo característica la presencia de coníferas y de pteridospermas peltaspermales de tipo «Callipteris». Alternan los registros de estas asociaciones florísticas de clima más seco con las más húmedas (GOTHAN y GIMM, 1930). Un caso especial lo constituye la flora del Pérmico inferior de Guadalcanal (Sevilla), estudiada por BROUTIN (1986), quien detectó la presencia de elementos conocidos de las floras cataysianas y de Angará. Se trata de elementos de significado paleoecológico distinto de los procedentes de las facies hulleras y que, por tanto, permiten apreciar una riqueza florística mayor de lo que alcanzan a reflejar los registros más corrientes de las zonas pantanosas.
En la siguiente imagen se puede ver la reconstrucción de un bosque carbonífero en una zona húmeda con cauces fluviales y lagos y la vegetación más adaptada a este tipo de ambientes.
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| Figura nº 50: Reconstrucción de la vegetación carbonífera asociada a una zona húmeda. |
En esta reconstrucción, y en otras que se pueden consultar, se observa como los calamites se asocian a zonas muy húmedas o encharcadas mientras que los Cordaites prefieren las partes mejor drenadas y por lo tanto menos húmedas.
Una de las plantas mas comunes del Carbonífero Inferior son los equisetos cuyas principales características que describir de forma resumida a continuación:
EQUISETOS:
Los equisetos pertenecen a la Clase denominada Equisetidae (Equisetopsida) o Sphenopsida en Paleobotánica. Las relaciones entre los diferentes grupos de la Clase serian las siguientes (Wikipedia):
En la actualidad existe un solo género de Equisetos: Equisetum con dos subgéneros y un total de 15 especies casi todas corresponden a plantas herbáceas aunque algunas (E. giganteum) pueden alcanzar los 5 metros de altura tal como se puede ver en la siguiente fotografía (L. Strader):
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| Figura nº 51: Equisetum giganteum (Desierto de Atacama). |
El resto de los grupos (Ordenes) están extintos y solo se conocen por sus fósiles.
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| Sphenophyllum |
Los Sphenophyllum vivieron en pantanos y posiblemente eran plantas rastreras como parecen indicar las raíces adventicias que se encuentran a lo largo del tallo. En la figura de la derecha se puede ver un dibujo (Wikipedia) representando una de estas plantas:
Las calamitaceas pertenecen a las equisetáceas y por lo tanto son plantas vasculares (pteridofitas) perennes, sin semillas con tallos largos y huecos (como las actuales cañas) fotosintéticos, con nudos y entrenudos bien diferenciados. En los entrenados la superficie de los tallos esta acanalada de una manera muy peculiar y característica con crestas y surcos longitudinales. Las calamitaceas constan de un rizoma subterráneo con raíces adventicias y tallos aéreos de dos tipos, como se puede ver en el siguiente esquema:
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| Figura nº 52: Boceto de equiseto. |
La estructura del tallo se caracteriza por la existencia de canales y conductos. La superficie externa está recubierta por una epidermis con unas crestas (carinas) y unos valles (valéculas).
Bajo la epidermis hay un parénquima clorofílico que ayuda a las hojas en la fotosíntesis, después un parénquima cortical con unos canales huecos (lagunas corticales).
La parte central del tallo esta hueca ocupada por un canal o laguna central.
En la siguiente figura se puede ver un corte transversal de un tallo de un equiseto con sus diferentes estructuras:
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| Figura nº 53: Corte transversal. |
La mayoría de los fósiles de equisetos se caracterizan por tener nervaduras en la dirección longitudinal y nudos transversales tal como se puede observar en la figura de la derecha. Las nervaduras (costillas o surcos) son moldes de la parte interior del vegetal que se suele rellenar con sedimento durante el proceso de enterramiento. En estos casos, los fósiles corresponden al relleno petrificados del cilindro central de un tronco o un rizoma (un eje subterráneo con raicillas en verticilos) hueco. A veces se encuentran en forma de troncos lisos o desgastados en estos casos se trata de tallos cuyo exterior se ha conservado al menos parcialmente.
Cuando la conservación es buena las cicatrices ovaladas de los canales que atraviesan la médula ósea se pueden ver justo debajo del nudo. Cuando la conservación es aún mejor, se pueden ver cicatrices foliares muy pequeñas por encima del nudo.
Los rasgos anatómicos y morfológicos de las calamitas indican que eran plantas de ambientes muy húmedos que vivieron en un clima tropical a semitropical húmedo con una fuerte insolación, altas temperaturas y muy cargado en CO2. Se consideran plantas hidrófilas que vivieron en zonas áridas con alternancia de periodos húmedos y secos, en aéreas deprimidas inundables periódicamente (Lowlands) incluidas en las agrupaciones florísticas típicas de bosques lacustres, pantanos o llanuras de inundación (Diéguez 1986).
Durante el Carbonífero el clima sufrió un proceso de aridificación pasando de tropical a subtropical y finalmente de sabana. Las calamitaceas vivieron en un ambiente seco con una gran insolación y una temperatura alta pero no excesiva, muy cargado de CO2. Habría una alternancia de periodos secos y húmedos por lo que algunas calamitaceas presentan adaptaciones a condiciones de sequia (xerofitas).
Se reconocen tres géneros comunes dentro de los esfenopsidos arborescentes del Carbonífero (Boureau 1964, Taylor y Taylor 1993). En los arqueocalamites las costillas cruzan directamente los nudos sin presentar alternancias, mientras que en los mesocalamites, algunas costillas cruzan los nodos directamente mientras que otras se alternan. Por el contrario en Calamites, todas las costillas se alternan a medida que cruzan los nudos. Dado que estas características parecen permanecer constante dentro de cualquier tallo, se pueden utilizar para realizar distinciones genéticas entre géneros.
A continuación describiré algunos de los géneros mas importantes de estos equisetos carboníferos.
Genero Archaeocalamites (Brogniart 1828) Stur 1875:
El nombre genérico de Arqueocalamites fue propuesto por Stur (1875) para describir fósiles compuestos por impresiones de plantas equisépticas del Kulm (Carbonífero inferior) de Alemania. El género se caracteriza por un tronco en forma de calamites, en el que las costillas longitudinales pasan directamente a través de los nodos sin alternar, como en el género Calamites.
Las hojas surgen en espirales en los nodos; son largas, estrechas y repetidamente dicotómicas, la mayoría de las divisiones producen segmentos aproximadamente iguales. Las estructuras reproductivas de los arqueocalamites también son raras y la anatomía vascular detallada se ha registrado solo en cuatro especies (Smoot,Taylor y Serlin, 1982).
La combinación de características vegetativas hace que aparentemente la identificación de los Arqueocalamites sea muy simple. Sin embargo es muy raro encontrar hojas y la mayoría de los estudios sobre el género se basan en moldes o impresiones de tallo.
Aunque los esfenópsidos (o colas de caballo) son predominantes en las floras del Paleozoico, el género Archaeocalamites es relativamente poco común en América del Norte con solo unos pocos registros. Se han descrito en el Mississipiense Superior de Arkansas, Illinois y Nueva Escocia (Lacey y Eggert, 1964), y en el Pensilvaniense Inferior de Utah (Tidwell, 1967;Tidwell, Jennings y Call, 1988). Todos los especímenes han sido asignados a la especie tipo, A. radiatus (BRONGNIART) STUR, mientras que el material permineralizado del Mississipiense superior (Namuriense A) de Arkansas ha sido descrito detalladamente por Smoot, Taylor y Serlin (1982) e identificado como A. esnostensis (Renault).
En la siguiente fotografía se puede ver un tallo de archaeocalamites en el que se aprecia como las costillas y los surcos se mantienen sin alternar a un lado y otro de los nudos:
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| Figura nº 56: Archaeocalamites. |
Los Arqueocalamites aparecen en el Devónico Medio, y son más abundantes en el Culm, desapareciendo en el Carbonífero Inferior. Su rango de edad abarca desde el Tournasiense (359,2 Ma) al Serpujoviense (318,1 Ma). Los Calamites parecen haber alcanzado su máximo desarrollo en el Carbonífero Medio y Alto. Por lo tanto el primer género parece ser, en general, más antiguo que el último, y es probable que la disposición de los haces vasculares en los Calamites surgió por la modificación de los arqueocalamites. Esta parece ser la opinión del profesor Seward, como lo mostrará la siguiente cita: “En general, considerando la edad de Arqueocalamites es probable que este género esté muy relacionado con los calamites típicos, y puede ser considerado que está en la línea directa de desarrollo del Calamite más moderno”.
En la siguiente figura se puede ver un Archaeocalamites scrobiculatus SCHLOTHEIM 1820. en el que se observa la característica distintiva de los archaeocalamites: la continuidad sin alternancia de las costillas a uno y otro lado del los nudos:
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| Figura nº 57: Archaeocalamites scrobiculatus. |
Archaeocalamites radiatus (Brogniart 1828) Stur 1875
Pueden presentar un amplio rango de longitudes (50 a 250 mm) y de anchuras (15 a 100 mm). La longitud de los entrenudos es muy variable (7 a 63 mm). Los ejemplares que muestran solo un nodo tienen longitudes mínimas de los entrenudos de hasta 117 mm. El ancho las estrías varían de 1.0 a 5.0 mm de ancho, con un promedio de 3 mm, y están separadas por depresiones lineales muy finas. Las estrías anchas y finas atraviesan los nodos directamente y sin alternancia en cada espécimen. No se observaron canales infranodales. En algunos ejemplares pequeños hay un ahusamiento claro de un extremo del molde al otro; en otros ejemplares no aparecen estos estrechamientos. Algunos ejemplares grandes presentan hasta cuatro nudos equidistantes. Algunos de los nodos pueden llevar cicatrices de hasta 12 mm de diámetro; las cicatrices se compensan de un lado al otro.
Todos los arqueocalamites descritos en Norte América se asignaron a la especie Archaeocalamites radiatus.
Ademas de Archaeocalamites en Castellón también se encuentran Mesocalamites un subgénero de Calamites que también ha sido descrito en Cataluña y en los Pirineos.
Subgénero Mesocalamites HIRMER 1927:
Del Genero Calamites (Familia Calamitaceae) se caracteriza por presentar entrenudos más largos que anchos con un nudo marcado por una línea neta a veces formando un pequeño surco. Costillas muy numerosas y bien marcadas, alternando a ambos lados de la línea nodal aunque a veces parecen tener una continuidad a ambos lados del nudo. Pueden presentar pequeños abultamientos cuando llegan al nodo.
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| Figura nº : Mesocalamites en un plano de estratificación de una areniscas (P. Tornesa). |
Calamites (Mesocalamites) cistiiformis STUR:
Normalmente aparecen ejemplares médulares, bien conservados, de hasta 20 cm de largo y 5 cm de ancho. Presentan un tronco organizado en nodos y entrenudos. Los internodos generalmente son más largos que anchos que muestran nervaduras longitudinales y paralelas bien marcadas que tienen 1 mm de ancho, a veces finamente estriadas. Las costillas, alternas o continuas a cada lado de los nudos, terminan en puntas redondeadas, dando una línea nodal relativamente recta que a veces es ondulada. Pueden presentar una cicatriz de rama bien visible. Los engrosamientos infranodales son pequeños, redondeados y poco visibles.
Hay dos tipos de ejes: los ejes de primer orden y los ejes de segundo orden. Los ejes de primer orden muestran unas 40 nervaduras longitudinales y paralelas bien marcadas que tienen 0,8–1,6 mm de ancho, a veces finamente estriadas. Las costillas, alternas o continuas a cada lado de los nudos, terminan en puntas redondeadas, dando una línea nodal relativamente recta que a veces es ondulada. Sin cicatriz de rama visible. Los engrosamientos infranodales son pequeños, redondeados y poco visibles.
Los ejes de segundo orden muestran alrededor de 20-30 nervaduras, con características similares a las de los ejes de primer orden, pero con nervaduras predominantemente continuas a ambos lados de la línea nodal. Algunos ejes de segundo orden muestran 1-2 ramas en cada nodo, emergiendo en un ángulo agudo y sugiriendo que la ramificación era opuesta en lugar de alternativa.
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| Figura nº 58: Ejemplares de Mesocalamites cistiiformis descritos en el Pirineo de Cataluña. |
Los Mesocalamites aparecen con mayor frecuencia entre el Carbonífero Medio y el superior, concretamente en el Namuriense, aunque también han sido descritos en el Viseense. Específicamente Mesocalamites cistiiformis fue descrito en la Cuenca del Ruhr (Jsten 1983) entre la parte superior del Namuriense A y el Namuriense C presentando la mayor abundancia entre el Namuriense B_C. Según este autor M. cistiiformis está muy relacionado con M. ramifer ( Stur , 1877), pero se diferencia por la ausencia de las costillas interdigitadas en el nudo que forman una línea en zig-zag.
Calamites (Mesocalamites) ramifer STUR 1877.
Se caracteriza por presentar una línea intermodal en zigzag y costillas muy anchas separadas por un surco doble muy característico. En las siguientes imágenes (Von Hendrick, Amerom y Kabon 1999) se pueden ver estas características:
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| Figura nº 59: Calamites (Mesocalamites) ramifer. |
Presentan tallos pequeños con corteza delgada, articulaciones distanciadas y surcos apenas marcados en la corteza, distintos en la superficie dicorticada; surcos estrechos, algunos convergentes y otros continuos; costillas muy estrechas; tubérculos apenas visibles con ramas estrechas hasta la base.
El tallo principal que puede alcanzar los diez centímetros de ancho, con articulaciones distantes, está marcado en el corteza con surcos planos, apenas marcados, y costillas muy estrechas, siendo toda la superficie muy finamente lineal. Los tubérculos no se observan o no hay. Las ramas primarias de casi dos centímetros de ancho (aplanadas), tienen articulaciones distanciadas una decena de centímetros, las ramas secundarias de cinco milímetros de ancho las tienen a distancias menores, y llevan verticilos de hojas y ramillas de tercer orden, con subdivisiones gradualmente más cortas y más cortas.
Las hojas son planas, lanceoladas-acuminadas, ligeramente estrechas desde el medio hasta el punto de unión, con longitudes de hasta dos centímetros en los verticilos inferiores, con un nervio medial ancho rara vez distinguible. Por su tamaño y forma, estas hojas son notablemente similares a las de Asterophyllites foliosus.
Esta especie se encuentra el Namuriense A-C y a sido descrito en el Viseense del Priorat.
FLORA FOSIL DE CASTELLÓN:
Sos Bainat (1981) describe floras compuestas de restos de tallos de calamitaceas entre los que identifica: Asterocalamites y Calamites, tal como se ve en la siguiente figura;
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| Figura nº 60: Restos vegetales descritos por Sos Bainat. |
Las floras fósiles que he encontrado corresponden a restos de equisetáceas de pequeño y medio tamaño y un fragmento de tronco de tamaño grande. La dificultad de clasificación de las equisetáceas radica en que las diferentes especies presentan grandes similitudes morfológicas además hay que añadir la dificultad de que los restos encontrados son pequeño tamaño como sucede en otros yacimientos de este mismo tipo de medios sedimentarios profundos y alejados de la costa a los que solo llegan restos vegetales seleccionados y fragmentados. La mayoría pertenecen a los géneros Archaeocalamites y Mesocalamites precisar la especie es más complicado por eso a continuación describiré las especies de Calamites más abundantes en el Carbonífero de la Península Ibérica
DESCRIPCION DE LA FLORA ENCONTRADA:
Ejemplar 1:
Procedente de la Cantera de Molló (Puebla Tornesa). Se trata de un molde impreso en material areniscoso de pátina ferruginosa de un pequeño tronco o rama de 6 centímetros de largo por 1 centímetro de ancho. Se aprecia la existencia de un nudo que no se puede ver bien por estar poco marcado.
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| Figura nº 61: Ejemplar conservado en pátina ferruginosa (Archaeocalamites sp.) |
El ejemplar presenta internodos más largos que anchos y 12 nervaduras finas (1 mm) finamente estriadas con una línea internodal recta o algo ondulada. Las nervaduras y los surcos no se alternan al atravesar la linea nodal, que es muy difusa y parece presentar pequeños abultamientos, por lo que en principio podría considerase que el ejemplar es un Archaeocalamites.
Como se aprecia nítidamente en la fotografia de la figura anterior aparece una única y bien marcada cicatriz suborbicular elíptica de 4 mm de eje mayor, posiblemente de inserción de una rama por lo que podría considerarse que pudiera ser una rama secundaria de un Calamites (Mesocalamites) cistiiformis si bien Archaeocalamites scrobiculartus SCHOLOTHEIN presenta cicatrices circulares con las nervaduras deformadas alrededor de estos orificios.
Ejemplar 2:
Procedente de la misma localización que el anterior, se trata de la impresión de un pequeño tallo muy estilizado y mal conservado de 10 centímetros de longitud y 1 centímetro de anchura con costillas anchas separadas por surcos estrechos. Se observa la presencia de nodos, separados por largos internodos.
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| Figura nº 62: Ejemplar mal conservado (Arachaeocalamites o Medocalamites) |
Por su mala conservación es de difícil clasificación pudiendo considerarse que podrían corresponder a Archaeocalamites o a Mesocalamites.
Ejemplar 3:
Procedente de la misma ubicación que los anteriores se trata de un pequeño tallo largo y estrecho con costillas longitudinales muy marcadas y un abultamiento (nudo). Por su aspecto, que se puede ver en la siguiente fotografía, podría corresponder a un archaeocalamites.
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| Figura nº 63: Fragmento alargado de un archaeocalamites?. |
Ejemplar 4:
Procedente de la misma ubicación se trata de un fragmento de pequeño tamaño con un entrenudo muy marcado en el que pueden llegar a apreciarse los puntos de intersección de las hojas y unas 8 costillas planas separadas por surcos marcados. Si tenemos en cuenta que hay una clara continuidad en la trayectoria de las nervaduras a su paso por el nodo este ejemplar podría corresponder a un Archaeocalamites?.
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| Figura nº 64: Pequeño fragmento de archaeocalamites con un nodo bien marcado |
Ejemplar 5:
Procedente de la Cantera de Molló (Puebla Tornesa). Molde interno de un pequeño tronco de equisetácea, impreso en una arenisca con patina ferruginosa. Al ser un fragmento no se puede determinar su longitud pero tiene 2 centímetros de ancho. Presentan al menos 11 costillas planas y finamente estriadas de 1,5 mm de anchura situadas entre dos profundos surcos, estas costillas se estrechan al llegar a los entrenudos donde se pueden apreciar unas marcas esféricas (tubérculos de inserción de hojas?). Las costillas no se alternan a cada lado de los nudos por lo que se podría considerar que el ejemplar puede corresponder a un archaeocalamites, pero al ser un ejemplar incompleto y debido a que las costillas presentan terminaciones puntiagudas también podría corresponden a un Calamites (Mesocalamites) ramifer.
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| Figura nº 65: Pequeño fragmento de Mesocalamites ramifer ?. |
Ejemplar nº 6:
Procedente del mismo yacimiento corresponde a un fragmento con 10 costillas gruesas y finamente estriadas impresas en una arenisca bajo una patina carbonosa y separadas por un surco bien marcado. Aparece un nudo poco marcado y las costillas presentan continuidad a ambos lados del mismo por lo que posiblemente se trate de un archaeocalamite.
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| Figura nº 66: Fragmento de Archaeocalamite (?) con pátina carbonosa . |
Ejemplar nº 7:
Procedente del mismo yacimiento, se trata de un pequeño fragmento impreso en areniscas por una marcada pátina ferruginosa. El ejemplar presenta anchas costillas separadas por surcos muy marcados, similares a las de los ejemplares 4, 5 y 6.
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| Figura nº 67: Pequeño fragmento de Archaeocalamites. |
En la fotografía de la figura nº 57 se puede un Archaeocalamites scrobiculatus SCHLOTHEIM 1820 con una estructura muy parecida a la de este ejemplar.
Ejemplar nº 8:
Procedente también de la Cantera de Molló (Puebla Tornesa). Se trata de varios pequeños troncos de equisetaceas que se diferencian de los ejemplares antes descritos por estar conservados en material carbonoso por lo que son muy frágiles y están mal conservados:
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| Figura nº 68: Restos de calamitaceas carbonizados. |
Ejemplar nº 9:
Procedente de la Cantera del Molló se trata de un tronco de tamaño medio (30 cmts de largo y 5 cmts de diámetro) que se localiza en unas areniscas cuarcíticas en las que se conserva, muy bien marcado, el molde medular, pero también se pueden ver restos del tallo que aparece como un conjunto de densas y finas líneas paralelas entre si y transversales a las costillas medulares como se puede ver en la siguiente fotografía.
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| Figura nº 69: Detalle del fósil en el que se observa la impresión del molde medular |
El ejemplar presenta entrenudos más largos que anchos con un nudo marcado por una línea neta a veces formando un pequeño surco. Costillas muy numerosas y bien marcadas que presentan una continuidad a ambos lados del nudo aunque algunas de ellas se presentan alternando a ambos lados de la línea nodal, característica típica del subgénero Mesocalamites.
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| Figura nº 70: Calamites (Mesocalamites) cistiiformis. |
En la siguiente imagen se puede ver un collaje con una fotografía del ejemplar arriba descrito donde se le puede ver completo y detalles de su parte superior, media e inferior:
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| Figura nº 71: Collage del ejemplar de Mesocalamites de Puebla Tornesa. |
Ejemplar nº 10:
Procedente de la Cantera de Molló (Puebla Tornesa). Corresponde a un fragmento de 5 centímetros de largo por 1 de ancho conservado en una arenisca con una pátina ferruginosa. Se trata de un ejemplar liso con una única estría longitudinal mediana que podría corresponder a la especie Cyperites bicarinatus LINDLEY & HUTTON 1820.
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| Figura nº 72: Cyperites bicarinarus? |
Los cyperites corresponden a hojas de Sigilarias (Lepidodendraceas) y es común encontrarlas asociadas a las calamitaceas. Cyperites aparece en un rango comprendido entre el Namuriense (326,4 Ma) al Stefaniense (300 Ma). En Slovenia esta especie se encuentra asociada a Mesocalamites cistiiformis en un intervalo de la parte inferior del Westphaliense A.
Los Cyperites presentan hojas lineales y levemente afiladas en su parte distal, tienen márgenes laterales completos y miden hasta medio metro de largo (no se conservan bases ni ápices) y hasta varios mm de ancho. Existen varias crestas y surcos en la superficie de la hoja; una marca elevada o deprimida (1–2 mm de ancho) corre a lo largo del centro de la hoja, y puede haber un delgado surco medial (¿vena media?).
El fragmento encontrado mide 50 mm de largo por 10 mm de ancho con una nervadura central prominente.
Cuando se encuentran hojas lineales aisladas se suelen asignar al género Cyperites, los ejemplares más grandes suelen pertenecer a sigillarias y las hojas más estrechas a los lepidodendros (Bashforth, 2005) aunque ambas formas pueden presentarse juntas.
Aparece en toda Euramérica y es común en todo el Carbonífero.
Ejemplar nº 11:
En la Cantera de Molló he visto algún ejemplar de Cordaites del que no dispongo de testimonio gráfico.
La sistemática de ese fósil es la siguiente: División: Trachaeophyta (Pteropsida); Clase: Gymnospermae; Orden: Cordaitales; Familia: Cordaitaceae; Género: Cordaites; Especie: Cordaites principalis Germar
Cordaites, género extinto de plantas con semillas (gymnospermas) de porte arborescente (20-30 m de altura) con un tronco cilíndrico con una médula prácticamente hueca que al rellenarse durante el proceso de fosilización forman un contramolde denominado como Artisia. En su parte superior los troncos estaban muy ramificados con hojas alargadas de hasta un metro de longitud, coriáceas, con forma de correa con nerviaciones paralelas separadas por hilos fibrosos intercalados resultado una estriación muy característica. Se creo que estaban estrechamente relacionadas con las coníferas. El género estaba formado por árboles y plantas parecidas a arbustos que se encontraban en varios hábitats que iban desde ambientes parecidos a manglares hasta zonas del interior secas; sin embargo, la mayoría creció en llanuras aluviales o en pantanos. Cordaites era una parte importante de los bosques de las tierras altas del paleocontinente llamado Laurussia o Euramérica.
En la siguiente figura (The Fossil Forum) se puede ver una hoja de Cordaites muy similar a un ejemplar visto en la Cantera de El Molló;
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| Figura nº 73: Hoja de Cordaites. |
Ejemplar nº 12:
Ejemplar procedente de la Cantera de El Molló (Puebla Tornesa) se trata de un fósil indeterminado que presenta una estriación sigmoidal que podrían recordar los nervios de una hoja (Neuropteris ?).
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| Figura nº 74: Ejemplar indeterminado (hoja?) |
Ejemplar nº 13:
Procedentes de la Cantera de El Bustal (Puebla Tornesa). Se trata de unos restos en mal estado de conservación de imposible determinación.
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| Figura nº 75: Restos indeterminados. |
Ejemplar nº 14:
Procedente del asomo de Moró – Villafames (Paraje de El Burjal). Ejemplar aislado de un fragmento de un tronco de árbol de gran tamaño (20 centímetros de largo por 10 centímetros de diámetro). El ejemplar encontrado en Moró no conserva ninguna estructura característica de la corteza que permita su identificación.
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| Figura nº 76: Tronco de árbol fosilizado (Camino de Costur; San Joan de Moró). |
La importancia del ejemplar de Moró es que se trata del vestigio de árbol mas antiguo de la Comunidad Valenciana que vivio en un bosque tropical hace mas de 300 millones de años durante el Carbonifero Inferior (Namuriense).
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| Figura nº 76 b: Otra vista del tronco fosilizado. |
Los árboles que en el Carbonífero que podrían dejar tocones fosilizados eran principalmente licópodos, cordaítes, helechos arborescentes y calamites, tal como se puede ver en la siguiente imagen:
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Los árboles de los humedales del Carbonífero eran diferentes y menos diversos que los árboles de los humedales de hoy, tal como se ve en la siguiente imagen que es una representación artística de un bosque del Carbonífero con árboles de Cordaites (Coníferas) y Sigilarias (Licopsidos pteridofitos).
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| Figura nº 78: Bosque carbonifero en una zona pantanosa. |
La flora encontrada en Puebla Tornesa presenta afinidades Mississipienses pues esta compuesta mayoritariamente por tallos de calamitaceas primitivas de los géneros Archaeocalamites y Mesocalamites sin aparecer especímenes del mas evolucionado género Calamites que suele encontrase con profusión en el Pensilvaniense. Floras similares han sido descritas en España (Pirineos, Priorat) y en otros lugares del Orógeno Varisco (Europa y USA) y asignadas a una edad Viseense-Namuriense. La flora de Puebla Tornesa da esa misma edad, tal como se puede ver el en siguiente cuadro:
La acumulación de fragmentos de tallos indican una selección durante el transporte que se realizaría mayoritariamente por corrientes de turbided lo que favoreceria la desaparición de los elementos menos resistentes, como las hojas, de una comunidad vegetal posiblemente mucho mas diversa de lo que indica la asociación fosilífera encontrada.
ENCUADRE ESTRATIGRAFICO DENTRO DE LA CORDILLERA IBERICA:
Parece clara la relación del Carbonífero de Castellón y Valencia con los asomos de terrenos de la misma edad que aparecen en la Cordillera Ibérica y su prolongación (Cadena costera catalana) e incluso con el Carbonífero de la Isla de Menorca que pertenece a la Cordillera Bética.
Los afloramientos más próximos al Desierto de las Palmas corresponden a los de El Priorat, Montalbán y Menorca en los que afloran espesas series de depósitos flysch (facies Culm) muy similares a los depósitos del Desierto de Las Palmas. Al contrario que en los aforamientos aragoneses y catalanes se desconoce el muro de la serie de Castellón de la que tampoco se dispone de ningún perfil estratigráfico completo, por eso su correlación con los asomos de Teruel, Tarragona y Menorca solo puede ser parcial. El Carbonífero de Castellón es muy similar al que se encuentra en El Priorat y en Montalbán (este algo mas carbonatado) y menos a los de Menorca en los que se depositaron espesas sucesiones flysch turbidíticas en facies Culm con niveles conglomeráticos.
La serie flysch carbonífera de Castellón es muy similar a la descrita para la Formación La Hoz en Montalbán y para las Formaciones Scala Dei y Poboleda en el Priorat todas ellas constituidas por depósitos turbidíticos flyschoides constituidos por alternancia de lutitas pizarrosas y areniscas grauwackicas.
En todos los casos la edad geológica es muy similar:
-Montalbán: Viseense – Westphaliense Inferior (Estefaniense).
-El Priorat: Viseense–Moscoviense.
-Menorca: Viseense – Namuriense.
En el siguiente cuadro se puede ver la correlación estratigráfica de los asomos de terrenos del Carbonífero de Montalbán, Castellón y Tarragona.
Como se ha mencionado las floras encontradas en Castellón son muy similares a las descritas en Cataluña tanto en la Cadena Costera como en los Pirineos. Con los datos paleontológicos disponibles, el Carbonífero de Castellón este tendría una edad más parecida a la serie de El Priorat (Viseense-Namuriense) que a la de Montalbán sobre todo si se tienen en cuenta las edades obtenidas con fusulinidos en esta última (Carbonífero Superior).
ENCUADRE EN LA ESTRUCTURA GEOLOGÍCA REGIONAL:
La relación entre los asomos carboníferos de Castellón y los de Montalbán y Tarragona parece clara desde un punto de vista litoestratigráfico pero también desde el punto de vista estructural. Los asomos de Montalbán (Teruel) y El Priorat (Tarragona) se sitúan en continuidad estructural en una estructura, que podríamos denominar “Rodilla Aragonesa”, y que ocasiona el giro de la Rama Aragonesa de la Cordillera Ibérica que de llevar una dirección NW-SE pasa a una dirección Costero Catalana, es decir NE-SW, giro que se realiza a través de la Zona de Enlace de El Maestrazgo. Los asomos de Castellón presentan ambas direcciones estructurales: el afloramiento de Villamalur-Pavias constituye el núcleo de una gran estructura de dirección ibérica (NW-SE): el Anticlinal del Espadán. Los afloramientos del Macizo del Desierto de Las Palmas se presentan aislados dentro de la cobertera mesozoica muy fracturada por una red de fallas.
Observando el mapa geológico de España se puede deducir que estos asomos carboníferos estarían relacionados con los de la Rama Aragonesa de la Cordillera Ibérica al presentase en continuidad con una gran alineación estructural que se inicia en la Cordillera Cantábrica (Falla de Ventanielles) y continua hacia el Mediterráneo y que estaría constituida por la prolongación de las grandes fracturas que limitan la Fosa de Calatayud (Fallas de Jarque y Ateca-Castellón).
El otro sistema de fracturas que afecta a los asomos carboníferos de Castellón lleva una dirección NE-SW, paralela a la costa y son fallas de gran salto vertical (Falla Borriols-Puebla Tornesa y Falla Moró-Villafames) paralelas a los grandes accidentes tectónicos que constituyen las fallas Mora-Requena y Segorbe,
Los asomos del Desierto de Las Palmas son producto de la interferencia de estos dos sistemas de fracturas, el de dirección ibérica s.s. y el de dirección costero catalana, tal como se puede ver en el siguiente mapa:
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| Figura nº 79: Zona de confluencia de accidentes tectónicos regionales. |
Las investigaciones litoestratigráficas y estructurales realizadas en los asomos paleozoicos de Aragón y Cataluña han permitido correlacionarlos con las zonas Cantábrica y Asturoccidental Leonesa de la Rodilla Asturiana. Siguiendo este razonamiento se puede considerar que los afloramientos del Paleozoico inferior (Ordovícico y Silúrico) de Valencia como el de Alcotas, con una intensa deformación dúctil, pertenecerían a la Zona Asturoccidental Leonesa, (ZAOL) mientras que los afloramientos del Paleozoico Superior (Devónico y Carbonífero) de este mismo sector (Valencia y Castellón) se podrían considerar pertenecientes a la Zona Cantábrica (ZC), aunque algunos investigadores los consideren estructuralmente más afines a la ZAOL.
En la siguiente figura se puede ver un esquema del Orógeno Varisco en Europa occidental y como los asomos paleozoicos de El Priorat y Montalbán se incluyen dentro de la ZAOL mientras que los asomos de Castellón quedarían incluidos dentro de la Zona Cantábrica, tal como se ha propuesto anteriormente.
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| Figura nº 80: El Orógeno varisco en Europa Central y Occidental. |
La deformación de los asomos de Castellón es bastante intensa sobre todo en las proximidades de las grandes fallas, pero no tanto como el que presentan los asomos del Paleozoico Inferior de Valencia que llegan a presentar un plegamiento dúctil y un mayor metamorfismo.
CONCLUSIONES:
En la Provincia de Castellón (Desierto de Las Palmas e Higueras-Pavías) se encuentran los únicos afloramientos (junto al de Marines en la Provincia de Valencia) de terrenos del Carbonífero descritos en la Comunidad Valenciana. Estos afloramientos pertenecen al zócalo varisco de la Cordillera Ibérica y están constituidos por pizarras negras sericiticas que a veces se presentan como una alternancia de pizarras negras y areniscas grises en facies Culm dispuestas en secuencias turbidíticas de abanico distal y depósitos de areniscas y cuarcitas de canales turbíditicos tal como indica su litología (grauwackas cuarciticas con muy buena clasificación), sus estructuras sedimentarias (flute marks) y la selección de los restos vegetales compuestos casi únicamente por fragmentos de calamites resistentes al transporte en un canal turbíditico.
Estos materiales están afectados por las tres fases típicas de la deformación varisca en el Macizo Ibérico con la formación de pliegues isoclinales muy apretados y tumbados, afectados por fracturas tendidas y esquistosidades de flujo muy marcadas y posteriormente por una deformación pérmica que dio lugar a pliegues más laxos con una esquistosidad de crenulación. Estos terrenos están afectados por un metamorfismo de muy bajo grado.
Estos terrenos carboníferos afloran a favor de fracturas de dirección NE-SW con grandes saltos verticales e inyecciones de margas abigarradas triásicas, en una zona de conjunción con grandes las aleaciones tectónicas de dirección NW-SE que desde la Rama Aragonesa llegan al Mediterráneo formando parte de la gran estructura que atraviesa la Península desde Asturias, la Falla de Ventanielles.
Como se puede ver en la siguiente gráfica estos afloramientos presentan grandes similitudes estratigráficas con otros de zonas próximas especialmente con los del Priorat (Tarragona) especialmente con las Unidades de Scala Dei y de Poboleda y con los de Montalbán (Teruel) especialmente con los depósitos turbidíticos de la Formación La Hoz. El parecido con el Carbonífero de Menorca es menor debido a la completa ausencia de niveles conglomeráticos en el de Castellón.
Los restos fósiles encontrados corresponden a pequeños tallos de equisetáceas, posiblemente pertenecientes a las especies Archaeocalamites radiatus (Brogniart 1828) Stur 1875, Calamites (Mesocalamites) cistiiformis STUR, Cyperites bicarinatus LINDLEY & HUTTON, y posiblemente Archaeocalamites scrobiculatus SCHLOTHEIM 1820, Calamites (Mesocalamites) ramifer STUR 1877, Calamites (Mesocalamites) roemeri GOEPPERT y Cordiarites. Este conjunto paleobotánico da una edad Viseense - Namuriense para el asomo carbonífero de Puebla Tornesa-Borriols que debido a la similitud de facies puede ser extendido al resto de los asomos de la Provincia de Castellón. Esta edad paleontológica concuerda con la edad establecida por Martin-Closas et al (2018) para la sedimentación Culm en los Pirineos Central y Oriental.
También se ha encontrado un fragmento de un tronco de gran tamaño que puede considerarse el primer árbol de la Comunidad Valenciana, pero inclasificable al no conservar ninguna de las estructuras de su corteza pero con un cierto parecido a Cordaites.
Fantástico trabajo, felicidades
ResponderEliminarGracias, Marcos.
EliminarExcelente, con mucho menos detalle e información, se están aceptando tesis doctorales.
ResponderEliminarEnhorabuena
Muchas gracias, pero me asustas. Lo mío solo es recreativo.
EliminarMuy buen trabajo. Solo un apunte. El afloramiento de Marines está en término de Marines, el cual es un municipio independiente. Olocau es un municipio distinto.
ResponderEliminarMuy buen trabajo ,ya hacia falta, estaba un poco anticuado los trabajos que habían, creo que hay zonas que nos pueden hacer conocer mejor el carbonífero que estaba estancado ,gracias.
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