sábado, 21 de agosto de 2021

GEOLOGIA DE CABO BLANCO (EL FRANCO; ASTURIAS)

 

La zona que se va a describir a continuación es muy interesante y como se verá más adelante se trata de un sitio de geografía muy espectacular, sobre todo en la zona costera, y arqueológicamente importante. Sin embargo, aunque la zona esta promocionado, queda fuera de los lugares turísticos más importantes y conocidos del Occidente de Asturias.

SITUACION GEOGRAFICA:

La zona del Cabo Blanco está situada en el Occidente de Asturias, concretamente en el municipio del El Franco (Parroquia de Valdepares). En la siguiente figura se puede ver el mapa geográfico (SIGNA) de la zona que se va a describir situada entre las localidades de Viavélez y Porcía:

Figura nº 1: Mapa geográfico de la zona de Viavélez a Porcía.

En la siguiente imagen se puede ver la ortofoto (Google) con la zona que se va a describir que se corresponde con un tramo de costa muy abrupta con numerosos salientes (cabos) y entrantes (playas o ensenadas) todos con una marcada orientación SSW-NNE impuesta por la geología. La parte superior del acantilado es prácticamente plana (rasa) y con una cota media de 40-45 msnm (39 msnm en el vértice de la Punta de la Atalaya).

Figura nº 2: Ortofoto de la zona de Cabo Blanco a Punta de La Atalaya 

DESCRIPCION GEOLOGICA:

Geológicamente la zona del Cabo Blanco se localiza en la Zona Asturoccidental Leonesa (ZAOL), una de las  6 zonas en las que se subdivide el Macizo Ibérico, y que forma parte de una estructura mayor, el Arco Astúrico o Ibero-Armoricano del Orógeno Varisco, y más concretamente en el Dominio del Navia y del Alto Sil, uno de los tres, junto al del Manto de Mondoñedo y al del Courel-Truchas, en los que esta se subdivide, aunque sobre la adscripción de este último a la ZAOL aun se discute. Más concretamente, el Cabo Blanco se localiza en la parte más occidental del Dominio del Navia y del Alto Sil, en el contacto con el Dominio del Manto de Mondoñedo. En esta zona la presencia de un conjunto de intrusiones ígneas enmascara este contacto (Cabalgamiento Basal de Mondoñedo). En la siguiente figura se puede ver un croquis con la traza de esta gran estructura tectónica interrumpida en la costa por una intrusión ígnea:    

Figura nº 3: Esquema geológico de Asturias (Univ. de Oviedo) con indicación de la
situación de los plutones variscos.

La ZAOL se caracteriza por presentar una secuencia ininterrumpida de sedimentos detrítico-clásticos del que se extiende desde el Cámbrico Medio-Superior hasta el Silúrico y que han sido deformados por la Orogenia Varisca (Ordovícico Inferior-Carbonífero) que se origino por la colisión de dos continentes Gondwana y Laurusia que cerraron el Océano Rheico, que los separaba, dando lugar a la formación del supercontinente Pangea

En el orogeno varisco la ZAOL fue una zona de transición entre el antepaís situado al Este (Zona Cantábrica) y las zonas internas representadas por la Zona Ibérica Central hacia el Oeste. El límite de la ZAOL con la Zona Cantábrica (ZC) está definido por el Cabalgamiento del Narcea y el límite occidental con la Zona Centro-Ibérica (ZCI) está definido por la Falla de Vivero. Esta Zona se extiende hacia el Mediterráneo por debajo del recubrimiento terciario de la Cuenca del Duero. El último vestigio de la misma aparece en Chelva (Provincia de  Valencia) como ya he descrito en una anterior entrada de este blog (Marzo de 2013).

Concretamente en la zona del Cabo Blanco aflora una secuencia estratigráfica, plegada y subverticalizada, que abarca desde el Cámbrico Medio-Superior al Ordovícico Superior, tal como se puede ver en el siguiente mapa geológico tomado de la cartografía digital del IGME.

Figura nº 4: Mapa geológico de la zona comprendida entre Viavélez y Porcía (IGME

En la siguiente figura se puede ver la columna estratigráfica de la Hoja del MAGNA correspondiente a esta zona a la que he añadido la denominación de las diferentes unidades litoestratigráficas:

Figura nº 6: Columna estratigrafica (tomada del MAGNA)

ESTRATIGRAFÍA.

La sucesión estratigráfica que aparece en la zona de Cabo Blanco es totalmente terrígena, con varios miles de metros de espesor, compuesta por una serie de varias unidades litoestratigráficas (formaciones) con grandes variaciones tanto de espesor como de facies, tal como se puede ver en la siguiente figura que representa la reconstrucción paleogeográfica de las zonas Asturoccidental-Leonesa y Cantábrica:

Figura nº 6: Reconstrucción paleogeográfica de la Zona Cantábrica y la ZAOL.

En la siguiente figura (Universidad de Oviedo) se puede ver el esquema cartográfico y perfil geológico con las principales estructuras tectónicas de la ZAOL. La zona de Cabo Blanco se corresponde con la marcada como nº 9 (La Caridad):

A continuación se describirá con detalle esta serie estratigráfica. De muro a techo tenemos:

Serie de Los Cabos:

Se trata de una sucesión de areniscas, cuarcitas, limolitas y pizarras que se sitúa por encima de las Calizas de Vegadeo del Cámbrico Inferior, el equivalente lateral a la Formación Láncara de la Zona Cantábrica. Se trata de una unidad muy potente (3.000-4.000 metros) dentro de la cual se localizaría el límite Cámbrico-Ordovícico.

En la siguiente fotografía se puede ver el aspecto de esta Formación en la costa de Viavélez.

Fotografía nº 7: Aspecto de los acantilados de Viavélez (Serie de Los Cabos)

La Formación tiene diferentes características en Dominio del Manto de Mondoñedo y en el del Navia y Alto Sil. En términos generales, dentro de la misma, se han diferenciado varios miembros con una tendencia regresiva en los tres primeros miembros y condiciones transgresivas en los siguientes.

De muro a techo tenemos:

-Pizarras con trilobites: con unos 200 metros de espesor, se apoyan gradualmente sobre la Formación infrayacente (Calizas de Vegadeo) y está constituida principalmente (+70%) por pizarras o margas verdes con delgadas intercalaciones de areniscas. Este miembro fue depositado en un ambiente nerítico, no demasiado profundo. Son abundantes los fósiles de trilobites del Cámbrico medio. 

-Capas de Bres: se trata de un conjunto de areniscas blancas de grano fino, muy constantes a lo largo de los 800 metros de grosor del miembro, que pueden presentar alguna intercalación pizarrosa. Los estratos se presentan con geometría tabular y estructuras sedimentarias como laminaciones paralelas, estratificaciones cruzadas de bajo ángulo y escasas laminaciones de ripples, algunos de oleaje. Las bioturbaciones son escasas. El miembro se depositaria en un ambiente de playa (“sand flat”) En la siguiente fotografía se puede ver un banco de cuarcitas blancas en gruesos estratos tabulares y cruzados que afloran en la Playa de la Cueva o de la Arena (Cabo Busto). 

Figura nº 8: Cuarcitas con laminaciones cruzadas (Playa de La Arena)


-Capas de Taramundi: el miembro se divide en dos partes: una parte inferior, de 100 metros de espesor, constituida por una alternancia de pizarras y areniscas siendo mas abundantes las primeras y en bancos delgados de 0,20 m de grosor las segundas. Una parte superior de aproximadamente 1.200 metros de espesor constituida por pizarras grises con algunas pocas laminaciones de areniscas (-20%) y una intercalación diabásica cerca del techo. Las condiciones de sedimentación corresponderían a un medio marino abierto.

Figura nº 9: Ripples en cuarcitas.

-Capas inferiores del Eo: se trata de alternancias de cuarcitas, areniscas y pizarras con un espesor de 200 metros. En estratos generalmente tabulares con estratificaciones cruzadas tabulares y/o en surco de bajo ángulo, frecuentes ripples y laminaciones paralelas o de oleaje y muy poco bioturbados. Las condiciones de sedimentación son de foreshore (“sand bar”) 

En la fotografía de la derecha se pueden ver ripples en un plano de estratificación de una capa de cuarcitas en la Playa de Cueva o de la Arena (Busto).

-Capas superiores del Eo: se trata de un nivel continuo de cuarcitas blancas de 50 metros de grosor que equivalen lateralmente a las Cuarcitas de Barrios de la Zona Cantábrica. Se presentan en estratos de geometría tabular con laminaciones cruzadas y paralelas que contienen abundantes pistas de crucianas. La sedimentación se realizaría en un medio marino más distal de mar abierto.

A. Marcos (1.973) describe para el Dominio del Navia y del Alto Sil la siguiente serie estratigráfica:

-Un Miembro Inferior

Figura nº 10: Cefalones trilobites
: con un espesor variable de 800 a 1.000 metros, comienza con un nivel de pizarras margosas verdes en la base y continúa con cuarcitas blancas o verdosas con intercalaciones de pizarras compactas verdes o grises. En las pizarras basales se ha encontrado una fauna de trilobites típicos del Cámbrico Medio (Conocoryphe heberti, Paradoxides pradoanus y Solenopleuropsis simula entre otros). En la parte alta de este miembro se han encontrado pistas fósiles entre ellas Rusophycus y Cruziana semiplicata (SALTER) que indicarían el Cámbrico Superior. En la imagen de la derechase pueden ver unos eje mplares de mudas de cefalones de Solenopleuropsis recogidos en la Formación Oville (equivalente lateral de la Serie de los Cabos en la Zona Cantábrica) en Barrios de Luna (León).

-Un Miembro Medio: formado por una alternancia de areniscas y pizarras grises de 1.600 a 2.000 (de W a E) con tramos finamente laminados. En la parte alta de este miembro se ha encontrado Cruziana furcifera (D´ORBIGNY) y Cruziana cf goldfussi (ROUAULT) que corresponden con una edad ordovícica. En la siguiente fotografía se puede ver una pista, posiblermente de una cruziana, muy larga y erosionada en un plano de estratificación de una cuarcita de esta Formación en la Playa de Cuevas.

Figura nº 11: Rastros de posibles cruzianas en un estrato de cuarcitas (Playa de Cuevas)

-Un Miembro Superior: caracterizado por la presencia de cuarcitas blancas con un espesor de 800 a 1800 metros disminuyendo de E a W. En el Anticlinal de San Martín el espesor del miembro disminuye hasta los 400 metros y aparecen intercalaciones pelíticas que hacen que destaque sobremanera un horizonte de cuarcitas que culmina el miembro. En la parte alta  de este miembro se ha localizado Cruziana furcifera (D´Orbigny) y C. rugosa (D´Orbigny) que caracterizan el Skiddawiense (Arenig).  

En la siguiente figura se pueden ver, de forma resumida, las columnas litoestratigráficas de esta Unidad descritas anteriormente:


La Serie de los Cabos alcanza su mayor espesor (+4.000 m) en la parte más oriental del Dominio del Navia disminuyendo hacia el Oeste a la vez que los sedimentos se hacen más finos. Las cuarcitas superiores también presentan una marcada disminución de espesor de E a W pasando de 2.000 a 50 metros. Tanto las litologías como las estructuras sedimentarias y las orgánicas (bioturbaciones) indican un medio de aguas someras, sublitoral, para la mayor parte de la Serie, salvo las pizarras verdes basales.

La edad de la Formación, según sus icnofósiles, abarca desde el Cámbrico Medio al Ordovícico Superior y se divide de la siguiente manera:

Figura nº 12: Cruziana semiplicata
300 metros: Cámbrico Medio marcado por la presencia de Cruziana barbata.

2.400 metros: Cámbrico Superior marcado por la presencia de Cruziana semiplicata SALTER 1853. En la siguiente figura se puede ver un collaje con varios fotografias de ejemplares de este icnofósil (Luis A. Buatois, 2016).

600 metros: Ordovícico inferior (Tremadoc) definido por la presencia de Cruziana semiplicata junto a C. furcifera y C. goldfussi.

600 metros: Ordovícico medio (Arening) definido por la presencia de Cruziana furcifera, C. goldfussi y C. rugosa. En la siguiente figura se puede ver una composición fotográfica con varios ejemplares de Cruziana rugosa D´ORBIGÑY 1842 (S. Egenhoff et al 2013). 


Entre la Serie de los Cabos y la Unidad suprayacente (Pizarras de Luarca) se localiza un conjunto conocido como Serie de Transición que incluye un grueso nivel de cuarcitas, la Cuarcita de Sabugo, muy semejante a la Cuarcita Armoricana de la Zona Cantábrica. En la siguiente figura se puede ver el contacto entre ambas Unidades y la disposición de la Serie de Transición en varios sitios de la parte occidental de la costa cantábrica asturiana:  


 Pizarras de Luarca:

Esta Formación con un espesor de 1.200 metros en el Dominio del Navia (Marcos 1973) está compuesta por tres tramos: uno inferior que corresponde a la transición con las cuarcitas superiores de la Serie de los Cabos transición que se realiza mediante pizarras con intercalaciones cuarcíticas (ver figura anterior). En la parte inferior de la formación pueden aparecer intercalados niveles de oolitos ferruginosos, con siderita, siderita y clorita, que han sido explotados para la obtención de hierro (cotos mineros Wagner, Vivaldi y San José, y minas de Villaodrid).

La antes mencionada Cuarcita de Sabugo se sitúa a 200 metros de la base de la formación y aparece como un tramo cartografiable de cuarcita con 50 a 100 metros de espesor (Marcos y Pulgar 1980).

El tramo superior está compuesto de una monótona serie constituida por pizarras negras con sulfuros de hierro (pirita, marcasita y calcopirita). Dadas las características geotécnicas de las pizarras con gran durabilidad y resistencia al agua son muy demandadas como pizarras para techar siendo los yacimientos situados en esta Unidad los más importantes del mundo. 

En la siguiente fotografía se puede ver la intensa deformación, mediante microplegamiento, que presentan estas pizarras en la Playa de los Monellos (Viavélez):

Figura nº 14: Pizarras grises de la Formación Luarca, muy deformadas.

El espesor de esta Unidad es muy variable siendo de 300 metros en Viavélez.

Figura nº 15: Didymograptus.
La Formación Luarca es relativamente pobre en restos fósiles, pero en el Miembro de Rubiana se han hallado Cruzianas y restos aislados de trilobites (Neseuretus, etc…) y graptolitos del Arening (Ordovícico Inferior), entre otros Didymograptus murchisoni BECK 1839 (ver fotografía de la figura de la derecha). Son muy escasos los bivalvos pero se han encontrado algunos braquiópodos del orden Orthis y el lamelibranquio Cadonia britannica de Ordovícico Medio y Superior en el Miembro Superior. Pérez-Estaun et al le dan a esta formación una edad de Llanvirn inferior (quizás Arenig) a Llandeilo (Ordovícico medio). 

La edad de la formación en base a su contenido en trilobites (Naseuretus) seria Ordovícico Medio (Oretaniense).


Formación Agüeira:

Figura nº 16: Pizarras y cuarcitas. 
Constituida por una alternancia de areniscas, limolitas y pizarras negras con algunas cuarcitas. Las areniscas son grauwackas y se presentan en delgadas estratificaciones regulares (-0,50 m). Esta Unidad está formada por turbiditas detríticas (areniscas, limolitas y pizarras) con un espesor máximo visible es de 1.500 a 3.000 metros en el Dominio del Navia y del Alto Sil (+3.000 m en Porcía). 

La Formación Agüeira, culmina con un nivel de cuarcitas (Cuarcita de Vega), que alcanza hasta 200 m. de espesor y tiene una edad Ordovícico Superior (Caradoc)

En la fotografia de la derecha se puede ver las cuarcitas con intercalaciones de pizarras negras en la zona del Cabo Blanco.

En la zona comprendida entre Cabo Blanco y la Punta de la Atalaya la litología más dominante son las cuarcitas blancas que pueden aparecer en gruesos tramos que forman los principales salientes al mar entre ellos el propio Cabo Blanco:

Figura nº 17: Crestones de cuarcitas blancas en el Cabo Blanco.

La Formación presenta facies turbidíticas de abanico submarino distal y de llanura submarina. La edad de la Formación basada en hallazgos de trilobites y braquiópodos (Perez-Estaun et al) seria Caradoc Superior–Ashgill Inferior  (Ordovícico Superior).

En la siguiente figura se pueden ver varias columnas de esta formación en distintos puntos de la costa, incluida Porcía:


Silúrico:

A techo de los sedimentos ordovícicos y de forma gradual aparecen unas homogéneas pizarras negras ampelíticas con graptolites silúricos con potencias de hasta 700 mts. Su edad se extiende desde el Llandovery y hasta el Pridoli y se depositaron en un ambiente de plataforma continental distal.

En la siguiente figura (Bastida-Aller) se aprecia la disposición de la columna antes descrita (UN) y su correlación con la columna del Manto de Mondoñedo y la de la Zona Cantábrica:

Rasa cuaternaria:

Toda la zona, salvo los acantilados costeros, es llana formando parte de una antigua superficie de abrasión marina (rasa costera) de edad anterior al Tirreniense o a finales del Plioceno formada por depósitos de cantos, gravas y arenas de procedencia marina con 1 a 2 metros de grosor. Hay varios niveles de rasas, principalmente a los 12, 20 y 40 metros. 

ROCAS INTRUSIVAS.

En Asturias son muy escasas las rocas ígneas y uno de los contados sitios donde se encuentran es en esta zona. Se trata de un conjunto de tres cuerpos ígneos intrusivos relacionados con el cabalgamiento basal del Manto de Mondoñedo de dirección N-S y con fallas locales de orientación W-E. En esta entrada veremos el contacto del plutón de Porcía, de composición gabroica y tamaño muy pequeño (+-1 km2 de superficie) en el lado occidental de la playa de Porcía. 

Figura nº 20: Afloramiento de rocas igneas en la margen occidental del Rio Porcía.

A su izquierda se encuentra el Plutón de Represas (aflora en la playa del mismo nombre) con casi el triple de superficie y de composición granodiorítica. Al SE y S de este se encuentra el Plutón de Salave, que con sus 4 km2 de superficie es el más grande, y se caracteriza de una compleja composición granodiorítica a cuarzodiorítica y muy conocido por sus mineralizaciones de oro conocidas desde tiempos prerromanos. En la siguiente figura (en Rodríguez-Terente et al 2018) se puede ver una cartografía geológica de este conjunto ígneo con indicación de los principales tipos petrográficos y de las estructuras geológicas, principalmente el Cabalgamiento basal del Manto de Mondoñedo y la red de fracturas locales:

Figura nº 21: Mapa geológico de las intrusiones de Porcía (Rodríguez Terente). 

Este yacimiento ya explotado en tiempos astures y romanos (ver situación de las labores romanas en la figura anterior) se caracteriza por la paragénesis oro-molibdeno-antimonio, que está constituido por masas de rocas básicas e intermedias (gabros, granogabros, leucogabros) a ácidas (granodioritas, cuarzodioritas, granitos aplíticos, dioritas) con las que se relacionan procesos de alteración sericítica, potásica, silicificación, cloritización, feldespatización y carbonatización, favorecidos por la disposición interna de la red de fracturación y diaclasación.

En este contexto litológico aparece la mineralización rellenando fisuras, principalmente de dirección NE-SO, y afectando a los bordes de las mismas a las rocas intrusivas en profundidad variable. Los minerales principales son pirita y arsenopirita, teniendo asociados molibdenita, estibina, bornita y oro nativo, todos ellos en matriz silícea. Se han establecido dos asociaciones minerales superpuestas: la primera, constituida por Au-Mo-S, supone soluciones hidrotermales cercanas a los 600ºC, mientras que la segunda, con Au-S-Sb, es de menor temperatura.

El oro se presenta, como nativo, bien en estado libre u ocluido en cristales de arsenopirita, liberándose por oxidación de esta. El tamaño máximo de grano es de 70 micras, con valores medios de 25 a 45 micras.

Luis Miguel Rodríguez Terente realizo, en su tesis doctoral, un completo estudio de las mineralizaciones auríferas de Salave pertenecientes al Cinturón de Oro de Oscos y las atribuyo de las deformaciones producidas por la Orogenia Varisca y durante las etapas post-variscas. Como ya hemos visto la deformación y el metamorfismo asociado al desarrollo de la Orogenia Varisca en la ZAOL afectó principalmente a materiales paleozoicos Cámbrico-Ordovícicos especialmente en la Serie de los Cabos y la Formación Agüeira. Tras los principales esfuerzos orogénicos se produjo una tectónica de desgarre compresiva con la formación de una extensa red de fracturas profundas, de reactivación o de neoformación. Las direcciones preferentes de las fracturas son N-S a NNE-SSO y E-O a ESE-ONO con otras direcciones subordinadas de NE-SO y NO-SE.

A favor de esta red de fracturas profundas se emplazaron los cuerpos ígneos de Porcía-Salave-Represas, más o menos alineados en dirección E-O. Según Rodríguez Terente el yacimiento aurífero de Salave se localiza en la intersección de zonas de cizalla transtensionales sinistrales N110º120ºE, que favorecieron el emplazamiento de la granodiorita, con cizallas dextrales N70º-80ºE, originadas tras el emplazamiento del cuerpo ígneo que selló las primeras. Por ello, la extensión se transfirió entonces a las cizallas dextrales N70º-80ºE, y a las N30ºE, en un estadio transtensional que favoreció la conexión de venas y el flujo de fluidos hidrotermales (Gumiel et al. 2008). En las zonas donde la fracturación es más intensa (Cabalgamiento basal del Manto de Mondoñedo) se formaron yacimientos hidrotermales.

Los cuerpos ígneos están formados por rocas cuya composición varían de gabros a granitos, pasando por granodioritas, con edades absolutas comprendidas entre los 323 y 287 Ma (Fernández-Suarez et. al., 2000). Geoquímicamente las rocas muestran una afiliación a un magmatismo de tipo I tardiorogénico. La intrusión del stock de Salave originó una aureola de metamorfismo de contacto de bajo grado, indicada por la presencia de pizarras mosqueadas en las rocas siliciclásticas de la Serie de Los Cabos.

El stock de Salave se parece al granito de Carlés, al del Valle en el Cinturón del Oro del Narcea. Es de destacar que no hay descrito ningún lugar con la misma la secuencia de procesos descrita en Salave en todo el mundo, pero todos ellos se han encontrado por separado en otros yacimientos auríferos. En resumen el yacimiento de Salave estaría encajado en un sistema de fracturas que afectan a un granitoide generado en las etapas tardías de un orógeno colisional y tendría carácter mesotermal siguiendo el esquema propuesto por Nesbitt (1988). 

EL PLUTÓN DE PORCIA:

Figura nº 22. Croquis plutón Porcia

Como se ha mencionado, en Porcía aparece un plutón que ocupa una superficie de 1 kilometro cuadrado y cuya roca más representativa es el leucograbo de grano medio a fino, formado por plagioclasas y minerales ferromagnesianos (piroxenos, biotita y anfíboles con cuarzo y feldespato potásico).

Este afloramiento plutónico corta las estructuras variscas y pertenece al magmatismo calcoalcalino tardivarisco (Pensilvaniense) y presenta una aureola de metamorfismo muy poco desarrollada. En la siguiente figura se puede ver una cartografía esquemática (Arias y Suarez, 1984) de este enclave.

Según el IGME las rocas encajantes son pizarras arenosas y arcillosas de tonos verdosos y grises alternando con cuarcitas. Estas pizarras están constituidas por cuarzo, sericita, clorita y moscovita con óxidos de Fe, biotita, turmalina y zircón. Las cuarcitas tienen varios minerales pesados (zircón, apatito, turmalina, sillimanita y andalucita) junto a óxidos y sulfuros de hierro. Estos materiales no presentan una marcada aureola de de contacto en Porcía, las pizarras presentan un aspecto cornubianítico o mosqueado.

En la siguiente figura se puede ver una fotografía de la desembocadura del Río Porcía tomada desde la Punta de La Atalaya la intrusión ígnea se localiza en la margen izquierda de la Playa que se aprecia en la imagen: 

Figura nº 23: La Ensenada de Porcía desde la Punta de La Atalaya.

El contacto de las rocas ígneas con las rocas sedimentarias se puede ver en el saliente de el Cargadero de la playa de Porcia, en el margen occidental de la desembocadura del Rio Porcia (mejor en marea baja), allí se pueden observar un tramo de más de una decena de metros de espesor de cuarcitas grises, rojizas por alteración, de grano muy fino e intensamente laminadas que van pasando gradualmente a una roca de aspecto migmatítico, laminada de tonos grises muy claros y marrones, tal como se puede ver en la siguiente fotografía:   

Fotografía nº 24: Contacto entre las rocas ígneas y las sedimentarias en Porcía.

Las facies granatíferas adquieren un importante desarrollo en contacto con los gabros. En la siguiente fotografía se pueden observar estos niveles en los que destacan las laminaciones marcadas por acumulaciones de granates:  

Figura nº 25: Rocas metamórficas con laminaciones de granates (Porcía).

Las pizarras situadas cerca del contacto se presentan replegadas con una segregación de elementos claros y oscuros lo que les da un aspecto migmatítico. En la siguiente fotografía se pueden observar estos repliegues en el contacto entre las rocas gabroicas y las pizarras y cuarcitas metamorfizadas:

Figura nº 26: Rocas metamórficas (migmatitas?) muy deformadas en Porcía.

Figura nº 27: Facies metamórficas.

Estos niveles forman una masa sericítico arcillosa rica en óxidos de Fe, cuarzo, granates, biotitas, moscovita y seudomorfos de sillimanita o andalucita. Las asociaciones minerales representan a la facies de las cornubianitas hornbléndicas. 

En la figura de la derecha se puede ver como esta facies corresponde a rocas metamórficas formadas a presiones bajas (poca profundidad) y temperaturas entre los 400 y los 600ºc lo que se correspondería con un metamorfismo de contacto, aunque estas facies también pueden generarse en condiciones de metamórfismo regional: 

Como ya se ha mencionado las rocas ígneas que forman el Plutón de Porcía son leucograbros, una variedad de los gabros que son rocas ígneas cristalinas plutónicas (el equivalente intrusivo del basalto) de grano grueso cuyos minerales esenciales son las plagioclasas (feldespatos de la serie albita-anortita), minerales máficos (oscuros ricos en hierro y magnesio como el piroxeno) y sílice (Sio2). Como minerales accesorios destacan la hornblenda (un tipo de anfíbol de color verde oscuro) y la biotita. 

En la Playa situada en la desembocadura del Rio Porcía se observa un afloramiento de rocas igneas cartografiadas como gabros en contacto con las rocas encajantes metamorfizadas. Estos gabros aparecen como rocas masivas con una meteorización muy característica en bolas de gran tamaño, tal como se puede observar en la siguiente fotografía:

Fotografía nº 28: Disyunción en bolas típica de las rocas igneas. (Ensenada de Porcía)

Además de la disyunción en bolas, arriba mencionada, en este afloramiento también se puede observar una meteorización a favor de una diaclasación que da a estas rocas un aspecto estratificado:  

Fotografía nº 29: Diaclasación del afloramiento igneo de la Playa de Porcía. 

En la siguiente imagen se puede ver el aspecto de estas rocas en unas muestras de mano recogidas en este plutón:

Figura nº 30: Muestras de las rocas ígneas de Porcía.

En la imagen de la derecha se puede ver la situación de los leucogabros (10) en el diagrama QAPF:

IMINSA en un informe para el IGME describe, entre otras, las siguientes rocas ígneas: 

Leucogabros biotíticos-piroxénicos: rocas oscuras de grises a pardas con muchos minerales leucocráticos y con abundantes xenolitos de las rocas encajantes. Presentan una textura hipidiomórfica granular de tendencia diabásica. Se diferencian dos tipos: Variedad microporfídica que lleva plagioclasa como componente principal (56%) que pueden presentarse como grandes cristales (3 – 5 mm) euhedrales o como pequeños cristales (menos 1 mm) subidiomórficos. Los otros componentes principales son las biotitas (12%), el cuarzo (11%) y el Feldepato potásico (9%).

Variedad hipidiomórfica de tendencia diabásica: con un 50% de plagioclasas, un 5% de ortosa, un 17% de biotitas y un 11% de cuarzo.    

Figura nº 32: Microfotografía (x20 aumentos) de la roca ígneas de Porcía. Se observan cristales
blancos de plagioclasas y negros de máficos y biotitas. La textura es microgranuda con
agregados cristalinos 

Leucogabros holoplagioclasicos de grano medio a grueso: son rocas de colores claros, blanco grisáceas averdosadas, con muchos minerales leucocráticos y poca biotita. Como minerales verdes llevan anfíbol y clorita. Presentan textura hipidiomórfica de granulometría homogénea. El mineral dominante es la plagioclasa (60%) en cristales idiomórficos o subidiomórficos, a veces alineados, los minerales leucocraticos como piroxenos (hiperstena), anfíboles (hornblenda) y biotitas representan un total del 20% de la roca. El cuarzo intersticial representa un 7%, el resto de los minerales (ortosa, apatito, clorita y opacos) están presentes en muy poca cantidad.

Figura nº 33: Cristales de clorita en una muestra de roca ígnea de Porcía.

Granogabro hipersténico: Son rocas de color negro-grisáceo, de aspecto masivo y de grano tan fino que a simple vista es difícil distinguir mineral alguno. Al microscopio se caracterizan por tener textura hipidiomórfica granular y microporfídica, carácter este muy marcado. Las plagioclasas son el mineral más abundante (45%) y se presentan como cristales idiomórficos o subidiomórficos o como microlitos (-0,05 mm) formando la pasta de la roca. El cuarzo representa en 16% de la roca, el feldespato potásico el 13% y la biotita el 8%. La presencia de un 11% de un ortopiroxeno (hiperstena) marca la diferencia con los otros tipos petreos antes descritos.

Figura nº 34: Gabros de grano fino (Playa de Porcía).

En estas rocas ígneas se encuentran bastantes enclaves de las rocas encajantes (pizarras y cuarcitas) algunos de ellos de tamaño considerable como el canto anguloso de cuarcita blanca que aparece en la siguiente fotografía:

Figura nº 35: Enclave de cuarcitas blancas en el gabro (Playa de Porcía).

EDAD DE LAS INTRUSIONES IGNEAS:

Según Rodríguez-terente at al. (2018) las mineralizaciones de wolframio, que se localizan en filones de cuarzo dentro de las rocas ígneas, presentan edades de ~307-306 m.a. En una segunda fase tuvo lugar la mineralización aportó el oro con una edad de ~293-292 m.a., en un principio a elevadas temperaturas (+- 300°C) con arsénico  y después a más baja temperatura con Sb. Plutón de gabro-diorita de Porcía se ha datado mediante circones con edades de 295+-3 Ma.

TECTONICA;

Figura nº 36: ZAOL
Como he mencionado anteriormente la zona de Cabo Blanco se encuentra situada dentro de la Zona Asturoccidental Leonesa (ZAOL) del Macizo Hespérico que, a su vez, se divide en tres dominios: Dominio del Manto de Mondoñedo, Dominio del Navia y del Alto Sil y Dominio de la Sierra del Caurel-Truchas. Esta zona se encuentra cerca del límite de los Dominios del Manto de Mondoñedo y del Navia y Alto Sil, más concretamente en la zona occidental de este ultimo. En el esquema de la figura de la derecha se pueden ver estos dominios,

En la siguiente figura se puede ver un perfil esquemático de la ZAOL con sus principales estructuras: Falla de Vivero, Cabalgamiento basal del Manto de Mondoñedo y Cabalgamiento del Narcea, 

Figura nº 37: Perfil geologico de la ZAOL. 

La Orogenia Caledoniana afecto a la zona con la formación de un surco subsidente que comenzó a formarse durante el Cámbrico inferior y termino antes del Silúrico cuyos depósitos son muy homogéneos a escala regional. Durante el Ordovícico este surco se rellena con facies turbíditicas y es posible que sufriera algún tipo de deformación muy laxa.  

Durante la Orogenia Hercinica la zona sufrió una deformación polifásica hercínica acompañada de metamorfismo de bajo grado (facies de los esquistos verdes). Estructuralmente se dispone en forma de pliegues y cabalgamientos de dirección SSW-NNE con esquistosidad asociada.

En la siguiente imagen se puede ver el modelo conceptual propuesto por A. Marcos (1.973) para explicar la evolución estructural de la Zona Occidental Astur-Leonesa (ZAOL) mediante tres fases (A, B y C) de deformación sucesivas: 

Figura nº 38: Fases de la deformacion varisca. (A. Marcos 1973)

Figura nº 38: micropliegues
En la primera fase de la deformación se forman pliegues asimétricos o isoclinales vergentes al Este con una marcada esquistosidad de flujo axial o dispuesta en abanico, las primeras deformaciones variscas se produjeron hace unos 340 Ma. 

En la segunda fase se forman cabalgamientos y esquistosidades de crenulación y en la tercera fase se forman desde macro a micropliegues (crenulaciones). El límite superior de los procesos tectónicos de esta tercera fase está definido por el recubrimiento discordante de los materiales plegados, por sedimentos del Westfaliense B Superior.

En la fotografía de la derecha se pueden ver micropliegues apretados con engrosamientos de las charnelas desarrollados en pizarras con niveles delgados de areniscas de grano fino que corresponderían a la primera fase de la deformación:   

La esquistosidad de la tercera fase del plegamiento está asociada al microplegamiento de la esquistosidad de flujo de la primera fase formándose un bandeado tectónico marcado por bandas blancas con una mayor concentración del soluble cuarzo y bandas oscuras con más material insoluble. 

Otra estructura muy abundante en la zona son los King band asociados a zonas de fractura como el de la siguiente fotografía:

Figura nº 39: kind band en pizarras grises arenosas (Formación Agüeira)

Figura nº 40

La Unidad del Navia forma un amplio sinclinorio (Marcos 1973) relleno de materiales del Paleozoico Inferior en el que existen varios grandes anticlinales ricas en cuyo núcleo aflora la Serie de los Cabos. Estos anticlinales tienen longitudes de varias decenas de kilómetros (80) con traza axial N-S, vergentes al Este. 

En la siguiente imagen se pueden ver las principales estructuras tectónicas de la ZAOL la zona de Cabo Blanco se localiza en el flanco occidental del Anticlinal de San Martin en el contacto con el Cabalgamiento Basal del Manto de Mondoñedo.

METAMORFISMO:

En la ZAOL las deformaciones orogénicas están acompañadas de procesos metamórficos dinamótermicos sinorogénicos, de tipo plurifacial (epi a catazonal) que aumentan de grado de Este a Oeste, siendo un metamorfismo que aparece en la parte oriental de la facies de los esquistos verdes (zona de la clorita y la biotita). 

Mientras que en la parte más occidental de la ZAOL (Dominio del Manto de Mondoñedo) se desarrolla un magmatismo apareciendo granitoides biotíticos sincinemáticos provenientes de la fusión parcial de la corteza continental inferior y granitos y granitoides postcinemáticos procedentes de la fusión parcial de zonas menos profundas de la corteza y más relacionados con el metamorfismo regional.

Segun la disposición tectónica y la edad del magmatismo varisco, los granitoides autóctonos de la Zona NW del Macizo Varisco Ibérico se generaron en un entorno de la deformación intracontinental que migraba hacia el Este. Este evento siguió al cierre del océano Rheico por la subducción del borde exterior de Gondwana (+-375 Ma) hundiéndose hacia el oeste por debajo de la corteza de Gondwana.

Los plutones más antiguos del orogeno varisco se intruyeron hace 350–340 Ma  y cortan las estructuras D1 siendo deformados por las estructuras D2, de acuerdo con las edades 40Ar / 39Ar de D1 (c. 360 Ma) y D2 (c. 343 Ma). En la ZAOL la intrusión de granitoides TGM sintectónicos tuvo lugar en +-325 Ma. Las observaciones de campo también indican que las intrusiones son aproximadamente coetáneas con D2, de acuerdo con edades 40Ar / 39Ar de las estructuras D2 (c. 330–315 Ma). Por lo tanto, la migración de edades del metamorfismo a través del orógeno es consistente con la migración en edades de los granitoides TGM sintectónicos. El TGM sintectónico plutones tienen firmas petrológicas e isotópicas consistentes con una génesis mixta de la corteza inferior del manto en Occidente Zona Asturiana Leonesa y Zona Centro Ibérica. Durante el evento Varisco Temprano (+-360–350 Ma) se produjo un derretimiento del manto y también de  la subplaca de la corteza inferior lo que es uno de los posibles mecanismos que podrían haber desencadenado la generación de los granitoides TGM sintectónicos. Aunque no hay evidencia sólida para apoyan esta hipótesis, cabe señalar que algunos autores creen que la capa inferior máfica de la corteza inferior varisca haber comenzado en c. 360 Ma (Downes et al. 1990).

PERFIL GEOLÓGICO DEL CABO BLANCO:

A continuación describiré el perfil que se puede ver a lo largo de la costa entre Cabo Blanco y La Atalaya. Se trata de un corte estratigráfico de la Formación Agüeira que aflora con una disposición subvertical de una manera continua. Como base de la descripción utilizare la cartografía de la costa realizada por A. Marcos (1973) y que se puede ver en la siguiente figura.

El muro de la serie que aflora en este tramo de la costa está constituido por la Serie de Los Cabos (Cámbrico Medio – Ordovícico Inferior) que se puede ver en el tramo de costa de Viavélez, se trata de pizarras negras finamente estratificadas con algunas intercalaciones de cuarcitas en estratos más gruesos. En la siguiente fotografía de puede ver el aspecto de esta formación en el Puerto de Viavélez.   

Figura nº 42: Materiales (cuarcitas y pizarras) de la Serie de Los Cabos en Viavélez.

Sobre la Serie de Los Cabos se sitúan las Pizarras de Luarca del Ordovícico medio, que en esta zona presentan un complicado acceso tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía, aunque su litología es similar a la que presenta en otras zonas de la Cordillera Cantábrica, pizarras negras. En la siguiente fotografía se puede ver el aspecto de esta formación en la Playa de Monellos donde se presenta con una litología de pizarras negras con una intensa deformación por microplegamiento y exfoliación en láminas planas.

Figura nº 43: Las pizarras de Luarca en la Playa de Monerllos (Viavélez).

Sobre las Pizarras de Luarca se localiza la Formación Agüeira que en esta zona presenta un espesor aproximado de 1.000 metros y está formada por gruesos niveles de cuarcitas blancas con intercalaciones de pizarras negras. Los niveles más importantes de cuarcitas se adentran en el mar formando los cabos Blanco y Punta de La Atalaya.

El Cabo Blanco está formado por un tramo de 100 metros de espesor de espesor de cuarcitas blancas, recristalizadas, en estratos de muy gruesos. Este nivel se presenta muy bien expuesto en la mitad occidental del promontorio del Cabo Blanco tal como se puede ver en la siguiente fotografía:


Figura nº 44: Cuarcitas blancas en el Cabo Blanco. 

Este nivel de cuarcitas blancas se sitúa, mediante un contacto neto, sobre una alternancia de cuarcitas y pizarras negras con un espesor de 250 metros.

Sobre las cuarcitas blancas de Cabo blanco se sitúa una gruesa secuencia (600 m) de pizarras negras con algunos niveles decamétricos de cuarcitas blancas. Las pizarras son negras, ampelíticas, finamente estratificadas y con una marcada exfoliación, muy parecidas a las de la Formación infrayacente (Pizarras de Luarca) tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía tomada en Campo Redondo:  

Figura nº 45: Pizarras negras de la Formación Agüeira,

Encima de este tramo más pizarroso aparece otro grueso nivel (125 m) de cuarcitas blancas con algunas intercalaciones de pizarras negras arcillosas. 

En la siguiente imagen se puede ver la Punta de la Atalaya con dos salientes cuarcíticos en el mar. En el mapa geológico digital del IGME se sitúa en el entrante entre los dos salientes cuarcíticos un contacto entre las Formaciones Agüeira y la Serie de Los Cabos, adjudicando el entrante occidental a esta y el oriental a la otra, tal como se puede ver en la figura nº 4. 

Figura nº 46: Los dos crestones cuarcíticos que forman la Punta de La Atalaya. 

El saliente oriental está formado por cuarcitas blancas, bien estratificadas, mientras que el saliente occidental está formado por cuarcitas blancas y cremas en estratos gruesos con una intercalación de pizarras negras arcillosas, tal como se puede ver en la siguiente fotografía:

Figura nº 47: Crestón cuarcítico atribuido a la Serie de Los Cabos en la Punta de La Atalaya.

Los últimos afloramientos sedimentarios se pueden observar en la Playa de Porcía donde aparecen cuarcitas alteradas de colores blancos y cremas con niveles de pizarras negras;

Figura nº 48: Cuarcitas marrones claras con laminaciones e interstratos de pizarras negras 
silidificadas (playa de Porcia).

La serie esta interrumpida en la Playa de Porcía donde afloran las rocas intrusivas que constituyen el Plutón de Porcía.  

MINERALIZACIONES:

Figura nº 49: Cuarzo .
A lo largo de todo el perfil del Cabo Blanco las únicas mineralizaciones que aparecen son las de cuarzo, generalmente cuarzo blanco que aparece en diversas formas (enclaves, vetas y filones) de diferentes tamaños (de pequeñas vetas a grandes filones). En la figura de la derecha se puede ver un filón de cuarzo blanco en pizarras negras. 

Sin embargo, en la margen occidental del Rio Porcía, sí que se ha desarrollado una intensa minería basada en la explotación de hierro, molibdeno y oro. En la orilla del rio se localiza un yacimiento de hierro que se exploto desde tiempos prerromanos (la piedra imán mencionada por Plinio el Viejo) y más intensamente en los siglos XIX y XX. El primer registro de una mina en esta zona se hizo en 1870 (La Santanderina) y la Mina Luisa (también conocido como Pozo Imán por sus propiedades magnéticas) se registro en 1872. Se explotaban 4 capas que podían llegar a tener 1,90 metros de grosor, a las que posteriormente se añadieron nuevos hallazgos.

Con el fin de mejorar la productividad de las minas se construyo la galería principal situada a pocos metros del Rio Porcía (ver fotografía de la siguiente figura) y excavada en pizarras arenosas grises de la Formación Agüeira:

Figura nº 50: Bocamina de la Mina Luisa (Porcía)

Esta galería de 50 metros de longitud atravesaba seis capas de mineral. Desde esta galería se abrieron otras, a derecha e izquierda, siendo el método de explotación el de testeros con posterior relleno de escombro. La producción era de unas 200 toneladas diarias que se extraían a brazo o con martillos neumáticos Ingersoll-Rand. En la siguiente imagen se puede ver el plano de las labores de esta explotación (IMINSA)

Figura nº 51: Plano de labores de la explotacion Luisa (Fe) en Porcía-

El mineral era extraído era  transportado por una ferrocarril de tracción animal hasta un deposito desde donde era embarcado mediante un sistema de transporte por cables en el Cargadero marítimo de Porcía, construido en 1913. 

Figura nº 52: Cargadero de la Ensenada de Porcía.

Figura nº 53: Mineral de Fe.
Por su situación en la ensenada de Porcia este embarcadero era muy peligroso y en el mismo embarranco, en 1920, el carguero “Valkenburg” con 1.500 toneladas de mineral. El último propietario de las minas fue la Fábrica de Mieres y las instalaciones del cargadero marítimo se desmantelaron en la década de los 60.

El mineral explotado era el oligisto (Fe2O3) oolítico interestatificado en una decena de capas en las cuarcitas de la Formación Agüeira. En la fotografia de la derecha se puede ver una muestra de gran tamaño de este mineral encontrada en el trayecto del ffcc de la bocamina al cargadero.

En muestra de mano el mineral es de color negro intenso con irisaciones, masivo de grano muy fino y muy denso y muy duro con un fuerte olor a azufre al romperlas. En muestra de mano no se aprecia ninguna propiedad magnética.

En la siguiente figura se puede ver una microfotografía (x20 aumentos) de una muestra de este mineral, apreciándose su textura fina:  

Figura nº 54: Microfotografia del mineral de Fe de la Mina Luisa (Porcía)

RUTA SENDERISTA:

Entre Viavélez y la Playa de Porcía hay una ruta senderista que discurre sobre la geología anteriormente descrita. Esta ruta está debidamente señalada y comienza en el Puerto de Viavélez donde podremos conocer un pequeño y encantador puerto cantábrico, tal como se puede ver en la siguiente fotografía:

Figura nº 55: Rada interior del Puerto de Viavélez.

Al iniciar la ruta nos encontramos con un mirador que nos permite obtener unas espléndidas vistas de la bocana del Puerto construida sobre materiales de la Serie de los Cabos, aquí formada por cuarcitas y pizarras densamente estratificadas:

Figura nº 56: Bocana del Puerto de Viavélez en la Serie de Los Cabos.

El siguiente punto interesante que encontraremos en la ruta costera es el Playa de Monellos, una pequeña ensenada de empinado pero fácil acceso, esta playa que esta excavada en los más blandos materiales pizarrosos de la Formación Luarca. En la Playa se pueden ver todo tipo de estructuras de plegamiento y gran cantidad de cuarzo de exudación.

Figura nº 57: Playa de Monellos excavada en las Pizarras de Luarca (Viavélez).

A continuación la ruta nos lleva hasta el Cabo Blanco donde se encuentra el Castro antes descrito del que solo está bien expuesta la estructura defensiva formada por un imponente foso excavado en la roca. En este cabo podremos admirar los imponentes crestones de cuarcitas blancas que se adentran hacia el mar.

Figura nº 58: Crestones cuarcíticos en el Cabo Blanco.

Siguiendo la ruta hacia la Punta del Atalaya nos encontraremos, según la litología dominante, una serie de entrantes (excavados en  las pizarras) y salientes de naturaleza cuarcítica mas dura desde los que podremos tener unas excelentes vistas del Cabo Blanco con sus estructuras geológicas y arqueológicas. En esta zona es posible observar de cerca las alternancias de pizarras grises y cuarcitas blancas con sus estructuras sedimentarias y tectónicas: 

Figura nº 59: Estructuras en pizarras arenosas de la Formación Agüeira (Cabo Blanco)

Siguiendo la ruta hacia el Oeste esta nos conduce hasta la Punta de la Atalaya otro gran saliente al mar constituido por cuarcitas blancas. En este punto, además de espléndidas vistas de la costa occidental asturiana y galaica, podremos ver la marcada estratificación que presentan las cuarcitas y algunas estructuras sedimentarias como laminaciones paralelas y cruzadas, acuñamientos de estratos, etc…

Figura nº 60: Estratificaciones en cuarcitas de la Serie de Los Cabos (Punta de La Atalaya),

En la Punta de la Atalaya es posible ver estructuras geomorfológicas muy interesantes y espectaculares como el arco en cuarcitas de la siguiente fotografía: 

Figura nº 61: Arco excavado en cuarcitas de la Serie de Los Cabos (Punta de La Atalaya).

Aventurándose hacia la parte más septentrional de la Punta de La Atalaya se puede observar que esta está formada por dos entrantes separados por un canal que termina en una cueva excavada por el mar.

Figura nº 62: Caverna de origen marino en la que se sitúa (IGME) el contacto entre La 
Formación Agüeira y la Serie de Los Cabos (Punta de la Atalaya).

Esta cueva, que no deja de parecer una sencilla estructura geomorfológica originada por la acción del mar, presenta un problema geológico, pues mientras que algunos autores atribuyen todo el Puntal a la Formación Agüeira, el IGME en su cartografía digital (ver figura nº 4) coloca en este canal una falla que separa las cuarcitas blancas del entrante oriental a la Formación Agüeira mientras que las cuarcitas blancas del entrante occidental lo atribuye a la Serie de Los Cabos. El problema parece de difícil solución porque la observación y acceso a la caverna no es posible aunque personalmente no he observado ninguna diferencia litológica entre los dos entrantes que forman al Puntal.  

La ruta termina en la Playa de Porcía que solo es accesible en marea baja y en la que es posible observar una sucesión de estratos verticales de cuarcitas blancas y marrones más o menos alteradas con laminaciones paralelas, cruzadas de bajo ángulo, de ripples y otras estructuras como acuñamientos de estratos, estratificaciones onduladas, cruzadas, etc… Entre las cuarcitas aparecen niveles de pizarras arenosas negras con una marcada meteorización eólica:

Figura nº 63: Afloramiento de Pizarras negras en la Playa de Porcía.

En todo el Puntal de la Atalaya y en la Playa de Porcía son muy abundantes las vetas y filones de cuarzo blanco que se presentan con una gran variedad de tamaños, formas y disposiciones. 

Esta zona ha estado habitada desde la mas remota antigüedad los vestigios mas antiguos son de hace 2.600 años y corresponden a poblaciones de astures que se establecieron en poblados fortificados (castros) que perdiraron hasta la conquista romana. 

EL CASTRO DE CABO BLANCO:

A lo largo de la costa cantábrica se localizan hasta 30 asentamientos fortificados (“castros”) siendo el más importante y extenso de todos ellos el del Cabo Peñas (Gijón). 

En la costa de Valdepares se localiza uno de estos emplazamientos concretamente en el Cabo Blanco, cuya geología he descrito anteriormente. Se trata de un asentamiento fortificado importante pues ocupa unas seis hectáreas de superficie y estaba fuertemente protegido con cinco líneas de fosos y murallas que delimitaban hasta cuatro recintos sucesivos, tal como se puede ver en el croquis de la figura de la derecha, que he realizado sobre la ortofoto del Cabo Blanco:

Las excavaciones realizadas en este asentamiento sacaron a la luz un camino de acceso realizado con losas de pizarra y hasta trece construcciones entre viviendas y también grandes estructuras de las fortificaciones. Según Villa, estas construcciones responden a los cánones clásicos de la arquitectura castreña incluyendo los denominados bancos corridos. En la siguiente fotografía se puede ver una reconstrucción de una típica cabaña astur y una casa romana que se han documentado en muchos castros en Asturias, en este caso en el Castro de La Campa Torres (Gijón).     

Figura nº 65: Recreación de una cabaña astur y de una casa romana (Campa Torres: Gijón)

Figura nº 66: Foso.
Entre los elementos defensivos destaca el foso principal de extraordinarias dimensiones que superan su utilidad militar y que se supone que debió tener mucho de ostentación y cuyas dimensiones se pueden ver en la figura de la derecha. 

Este foso tiene 160 metros de longitud y una profundidad de seis a ocho metros con una anchura de 10 metros. Este foso separaba la parte continental del castro de su parte marítima. 

Sobre el escarpe interno de este foso se situaba una muralla de grandes dimensiones. Por la gran extensión y altura de las murallas, que llegarían a los 10 metros con una anchura de más de 2 metros y que posiblemente se dispusieran en módulos con escaleras de acceso a un paseo de guardia, como en la Campa de Torres (Gijón) y también de dos torreones para la defensa del camino de acceso al castro, estaríamos ante un lugar de especial importancia en esta parte del territorio.


Figura nº 67: Foso y muralla del Castro Astur de la Campa Torres (Gijón).

Además del gran foso antes descrito en el yacimiento se han localizado 4 fosos más que protegen no sólo la parte del cabo se adentra en la mar, sino también un espacio grande y llano en la parte continental. Estas defensas dividían el castro en 4 recintos siendo el más extenso (3 Ha) el que se situaba sobre la zona continental que disponía de una muralla o parapeto con, posiblemente, un foso o trinchera. 

Figura nº 68: Muralla por módulos del castro de La Campa Torres (Gijón).

El segundo recinto de 6000 m2 que debía ser el espacio que ocuparía el castro en la época prerromana que estaba delimitado por el foso principal y la muralla monumental además de una trinchera antepuesta al foso y un campo de losas dispuestas verticalmente para impedir ataques de la caballería. Otros dos fosos y una muralla individualizaban otros dos recintos más pequeños de 2.000 y 5.500 m2.

El castro prerromano estaría poblado por gentes de la tribu de los Cimargos que vivían en las márgenes del Rio Porcía y limitaban con los Egobarros al Oeste y los Albiones al Este.

De los resultados de las excavaciones se han obtenido fechas entre el siglo IV a.C. y el II a.C (Edad del Hierro) y por la cerámica sabemos que continúa la ocupación del castro en época romana temprana que continua hasta el siglo II d.C. Es posible que el castro este construido sobre un asentamiento anterior aun sin investigar.

En la siguiente figura se puede ver la reconstrucción del castro según un dibujo de Pablo García. En el dibujo se puede ver un primer muro que delimita una zona continental y los sucesivos muros que delimitan los diferentes sectores del castro marítimo.


Se ha considerado que los castros marítimos cantábricos estaban relacionados con una red de comunicaciones marítimas prerromanas, aunque no se han encontrado restos de navíos quizás debido a las adversas condiciones del Cantábrico para la conservación de barcos de madera. En base a los estudios de Jorge Camino, se estima que entre 150 y 200 personas pudieron llegar a vivir en el momento de máxima expansión del castro de Cabo Blanco lo que parece muy poca gente para unas estructuras defensivas tan grandes cuya construcción exigiría un considerable esfuerzo a un numeroso número de hombres. Personalmente pienso que el Castro de Cabo Blanco debió servir como una fortaleza quizás para control de las rutas marítimas o para almacenar mercancías muy valiosas (metales) para su exportación por mar.  

La construcción posterior más característica de la zona es el Palacio de Fonfría, un ejemplo de residencia de la nobleza rural. Se edifico en el siglo XVI rodeado de un muro almenado con una entrada monumental con escudo y defendida por una torre cuadrangular. El nombre del Palacio es debido a la existencia de un manantial de aguas minero-medicinales sulfurosas y ferruginosas que drenan las Pizarras de Luarca.   

Figura nº 70: El Palacio de la Fonfría (Valdepares)

A lo largo de la ruta se pueden ver algunos ejemplos de edificaciones rurales en las que se puede observar la utilización de materiales de la zona para la construcción, principalmente cuarcitas, esquistos y pizarras negras:

Figura nº 71: Casa rural construida con materiales autóctonos (Valdepares).

RESUMEN:

La senda E-9 de Viavélez a Porcía discurre paralela a los acantilados costeros característicos de la costa occidental asturiana. Estos acantilados permiten la observación de una intrincada geología compuesta por materiales rocosos muy antiguos (Paleozoico Inferior) compuestos principalmente por cuarcitas y pizarras (Serie de Los Cabos y Formaciones Luarca y Agüeira), aunque a partir del Río Porcía se pueden ver también rocas ígneas maficas (leucogabros). Toda la serie se encuentra verticalizada por su posición en el flanco de una gran estructura plegada (Anticlinal de San Martín) de la Zona Asturoccidental-Leonesa (ZAOL) y estos materiales se encuentran intensamente tectonizados y deformados. En la zona hay numerosos sitios que merecen ser visitados y son fácilmente accesibles:

1.- Puerto de Viavélez: Aparte de la visita a una típico pequeño puerto asturiano, desde su mirador se puede ver una gruesa alternancia de cuarcitas y pizarras grises de la Serie de Los Cabos (Cámbrico superior-Ordovícico inferior).

2.- Playa de Monellos: en esta pequeña cala se puede ver una buena exposición de las pizarras negras de la Formación Pizarras de Luarca (Ordovícico medio) que presentan un intenso microplegamiento.

3.- Palacio de la FonfriaEjemplo de palacio rural fortificado construido con materiales autoctonos y que debe su nombre a un manantial de aguas sulfoferruginosas.

4.- Cabo Blanco: Entrante en el mar (cabo) formado por gruesos bancos de cuarcitas blancas. Este entrante fue fortificado por los astures y en é construyeron un poblado (castro) del que se puede ver su monumental foso principal.

5.- Campo RedondoEntre los dos entrantes cuarcíticos principales se puede ver alternancias de cuarcitas blancas y pizarras negras de distintos grosores (métricos a decamétricos) con una gran variedad de estructuras sedimentarias y tectónicas.

6.- Punta de la AtalayaOtro entrante continental en el mar (cabo) dividido en dos crestones cuarcíticos. Se observan unas marcadas estratificación y otras estructuras sedimentarias como laminaciones paralelas, cruzadas, acuñamientos.  

7.- Ruta del hierro y del oro: Sendero que siguiendo el antiguo trazado del ferrocarril une la bocamina del socavón Lucia y el cargadero marítimo de la Ensenada de Porcia.

8.- Playa de PorcíaEn la orilla occidental del Río Porcía se puede ver un afloramiento de rocas ígneas (leucograbros) que forman parte del Plutón de Porcía y su aureola de metamorfismo de contacto.  

En la siguiente figura se puede ver la situación de estos sitios en la ortofoto de la zona: