ANTECEDENTES
La costa oriental asturiana es una zona con un reconocido interés turístico, interés basado, sobretodo, en su clima, playas y gastronomía. Pero en esta zona también hay varios puntos que el IGME ha reconocido como interés geológico: los bufones de Pría (IELIG CA037), los de Arenillas (IELIG CA37B), la Playa de Gulpiyuri (IELIG CA066), el Complejo kárstico de Mazuco (IELIG CA087), los acantilados de Llanes (IELIG CA055), las rasas de Cué – Andrín (IELIG CA055) y la sección del Carbonífero Superior en la Ensenada de Novales (IELIG CA022) que se ha descrito en una entrada anterior en este blog (El Flysch de Pendueles), por lo que su interés geológico está reconocido y documentado.
Dejando aparte el interior, donde hay zonas tan geológicamente interesantes como la Sierra del Cuera, el Parque Natural del Ponga y el Parque Nacional de los Picos de Europa, la parte de la costa del Cantábrico presenta una geología muy interesante y muy bien expuesta en acantilados y playas. El mejor sitio donde ver la disposición estratigráfica paleozoica y las estructuras tectónicas que la afectan son las playas de La Ballota y Andrín, lo que se completa con las estructuras geomorfológicas (bufones incluidos) de la Punta de La Ballota y la de las Veneras.
A continuación, se describirá la serie estratigráfica paleozoico, que incluye la discontinuidad Ordovícico-Devónico, y las numerosas estructuras tectónicas que la afectan (pliegues y fallas). Además, la existencia de gruesos macizos calcáreos (Caliza de Montaña) ha propiciado el gran desarrollo de una morfología kárstica, muy interesante y peculiar, lo que ha movido a la Administración a declarar esta zona como Paisaje Protegido de la costa oriental de Asturias.
Asturias debido a su posición paleogeográfica e historia geológica es una región con una intensa deformación tectónica por lo que no es difícil encontrar zonas en las que se pueden observar todo tipo de estructuras tectónicas, como se ha expuesto en anteriores entradas en este mismo blog. Sin embargo, debido a la tupida cubierta vegetal característica de la Región, no es fácil encontrar buenos afloramientos donde observar el terreno y ver estas estructuras geológicas, salvo en el perfil que proporciona la costa del Cantábrico donde si es posible encontrar magnificas exposiciones. En esta entrada describiré uno de los mejores sitios donde, fácilmente y cómodamente, se pueden observar numerosas estructuras tectónicas, sobre todo pliegues, que adquieren un notable desarrollo favorecidos por una litología muy favorable para su formación.
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| Figura nº 1: Ortofoto con la situación de las dos playas. |
SITUACION GEOGRAFICA.
Los afloramientos que se describirán se localizan en la costa oriental de Asturias y más concretamente en la Parroquia de Andrín, en el Concejo de Llanes. En esta zona la costa se caracteriza por presentar abruptos acantilados entre los que se localizan pequeñas y conocidas playas, como las de la figura nº 1, en las que hay una excelente exposición geológica. En la siguiente imagen se puede ver el mapa geográfico (SIGNA) de la zona que se describirá en esta entrada y que también se puede ver en la ortofoto de la figura 1.
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| Figura nº 2: Cartografía tomada del SIGNA. |
SITUACION GEOLOGICA:
El zócalo precámbrico y paleozoico que constituye de la mitad oeste peninsular se incluye dentro del denominado Macizo Ibérico (o Hespérico) que atendiendo a su estratigrafía, estructura tectónica y paleogeografía ha sido dividido en zonas. Dentro de la Cordillera Cantábrica se encuentran tres de estas: la Zona Centroibérica (ZCI), la Zona Asturoccidental-leonesa (ZAOL) y la Zona Cantábrica (ZC). Los materiales que componen estas tres zonas se hallan dispuestos en forma de un arco cóncavo conocido como “Rodilla Astúrica”, tal como se puede ver en la siguiente figura.
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| Figura nº 3: Esquema estructural de la Zona Cantábrica con las principales unidades que la componen (Universidad de Oviedo). |
El Principado de Asturias se localiza dentro de la Zona Cantábrica que, a su vez, fue subdividida en base a sus características estratigráficas y estructurales en “regiones”: La Región de Pliegues y Mantos, la Cuenca Carbonífera Central, la Región de Mantos (o del Manto del Ponga), la Región de Picos de Europa y la Región del Pisuerga-Carrión.
Tal como se puede ver en la anterior figura, la zona de Llanes se localiza dentro de la Región de Mantos o del Ponga, que limita por el Sur con la Región de los Picos de Europa. En la siguiente figura se puede ver un detalle de la Región que incluye la parte nororiental de la Unidad o Manto del Ponga; la Subunidad del Ponga-Cuera.
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| Figura nº 4: Esquema de la Unidad del Ponga-Cuera y de las unidades mas meridionales (Jorge Marquiñez 1989) |
La Subunidad o Región del Ponga-Cuera está constituida por un conjunto de estructuras tectónicas con una marcada orientación E-W, principalmente cabalgamientos que repiten la serie paleozoica y algunos pliegues asociados a estos. El IGME distingue, dentro de esta Subunidad del Ponga-Cuera, cuatro unidades cabalgantes principales: Niembro, Llanes, Pendueles y Cuera, la zona de Andrín se localiza en el extremo oriental de la Unidad de Llanes tal como se puede ver en la siguiente figura:
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| Figura nº 5: Esquema geológico de la zona de Llanes con la división en unidades de la Región del Ponga-Cuera. Modificado del IGME. |
En esta Unidad se localiza el Anticlinal de Cué cuyo flanco sur está afectado por el cabalgamiento basal de la misma y en cuyo límite oriental se localizan las playas de Andrín y La Ballota objeto de esta entrada.
Esta zona se deformo durante la Fase Astúrica del Plegamiento Hercínico es decir durante el Carbonífero superior (Estefaniense), aunque la deformación empezó mucho antes durante el Devónico Superior- Carbonífero Inferior.
ESTRATIGRAFIA DE LA ZONA DE LLANES.
Según la Hoja del Magna nº 32 (Llanes) la columna litoestratigráfica de la zona es la siguiente:
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| Figura nº 6: Columna estratigráfica de la Hoja de Llanes del MAGNA. |
-MURO:
-Formación Oville: de edad Cámbrico superior-Ordovícico inferior está compuesta por un conjunto con un espesor mínimo de 150 metros ya que muro no llega a aflorar, constituido por areniscas con glauconita y pizarras marrones. La proporción de areniscas va aumentando hacia el techo hasta pasar gradualmente a la siguiente formación. En la zona de LLanes esta Formación no llega a aflorar.
-Formación Barrios: de edad Cambro-Ordovícica (Tremadoc-Arenig), se presenta como cuarcitas en facies armoricana, de colores blancos y grisáceos, con intercalaciones delgadas de pizarras verdes y algunos niveles de conglomerados. En esta zona no llega a aflorar entera (falta la parte inferior) pero en localidades próximas la formación está compuesta por 600-700 metros de cuarcitas.
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| Figura nº 7: Cuarcitas blancas ordovícicas en la Playa de San Antolín. |
La Formación se ha estudiado en detalle en el Túnel del Fabar (Ribadesella) y se divide en tres miembros que de muro a techo son:
Miembro La Matosa: presenta unos 260 metros de espesor en el Túnel de El Fabar y de 450-500 metros en Perfil del Río Meré, es de naturaleza cuarcítica con algunos niveles de areniscas, esta datado en el Cámbrico Superior. Hacia la mitad del Miembro aparece un tramo de pizarras de unos 40 metros de potencia, denominado Capas del Fabar.
Miembro Ligüeria: En el perfil de Meré se trata de un conjunto pizarroso, finamente estratificado, formado por lutitas grises, limolitas y areniscas de grano muy fino con micas acumuladas en los planos de estratificación y con intercalaciones de cuarcitas en bancos decimétricos. El contacto con los miembros supra e infrayacente es neto. En la siguiente fotografía se puede ver el aspecto de este tramo con un marcado vuelco de ladera (techo a la izquierda).En Meré y en El Fabar este miembro presenta un espesor de 70 metros y su edad es Tremadociense.
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| Figura nº 9: Pizarras del Miembro Ligüeria de la Formación Barrios (Perfil del Rio Meré) |
Miembro Tanes: presenta un espesor de 72 metros en el Túnel del Fabar, donde es de naturaleza cuarcítica con tramos glauconíticos y con intercalaciones de pizarras con graptolites. En cambio, en el perfil de Meré este Miembro presenta un gran espesor (+600 metros) y está constituido por gruesos bancos de cuarcitas blancas y amarillentas con estratificaciones cruzadas planas, en surco y sigmoidales de gran y mediana escala que en el terreno dan una geomorfología de grandes crestones como se puede apreciar en la siguiente fotografía (techo a la derecha):
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| Figura nº 10: Bancos gruesos de cuarcitas con estratificación cruzada. |
Otro nivel singular, encontrado en el Túnel del Fabar, es una lumaquela fosfática de braquiópodos lingúlidos, de treinta centímetros de grosor que se localiza cerca del techo de este miembro. Esta capa es que puede correlacionarse en buena parte del suroeste de Europa y norte de África, donde aparece en una posición estratigráfica similar, cerca del techo de formaciones de areniscas y cuarcitas del Arenigiense. Las grandes acumulaciones de estos organismos se interpretan como la acción de tsunamis, que barrerían el fondo somero y extremadamente plano en los que vivían estos organismos. El origen de estos tsunamis se asocia a erupciones freatomagmáticas, vulcanismo detectado en afloramientos de esta capa en otros lugares y por algunas chimeneas volcánicas, localizadas en otros puntos, que cortan a la parte infrayacente de la Formación Barrios.
El conjunto de la Formación Barrios tiene un origen marino, de plataforma costera somera, con episodios de cierta profundización y otros de somerización. El análisis de la sucesión en el Túnel del Fabar, levantada a partir de rocas no alteradas y el muestreo de su contenido fósil, han permitido reinterpretar los ambientes de formación de estos sedimentos, que habían sido considerados hasta ahora como depósitos mayoritariamente someros, de aguas muy poco profundas, o incluso continentales.
Al contrario que en otras zonas de la Cordillera Cantábrica, en la Región del Ponga el Devónico está representado por un delgado espesor de areniscas famenienses (Formación La Ermita) situadas discordantemente sobre rocas ordovícicas y finalmente sobre términos más antiguos incluso del Cámbrico, faltando todo el Silúrico y la mayor parte del Devónico. Esta disposición seria debida, al menos en parte, a una etapa de erosión prefameniense, que sería la responsable de la formación de dicha discontinuidad cartográfica. En la siguiente figura se puede apreciar como, en la Zona Cantábrica, la Formación La Ermita se sitúa progresivamente sobre términos más antiguos hasta la desaparición de prácticamente todo el conjunto Silúrico - Devónico en la Región del Ponga:
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| Figura nº 13: Perfil de la Zona Cantábrica de Oeste a Este mostrando el truncamiento del Devónico Superior (Formación La Ermita). Universidad de Oviedo. |
Formación La Ermita:
De edad Devónico superior y con un espesor de 15 a 100 metros está compuesta por areniscas glauconíticas, microconglomerados, conglomerados feldespáticos y conglomerados con cantos blandos. En la Playa de La Ballota la formación presenta un espesor pequeño (+-15-20 m) y está compuesta por un banco de areniscas ferruginosas de grano grueso a veces microconglomeráticas de tonos rojizos y/o amarillentos con laminaciones onduladas que están enmascaradas por la presencia de gran cantidad de oxidaciones (anillos de Liesegang). A veces aparecen intercalados en las areniscas algunos niveles de rocas volcanoclásticas oscuras.
El contacto con la Formación infrayacente (Cuarcita de Barrios) es muy neto y viene marcado por un tramo poco grueso (2-3 mts) de areniscas más blandas que forman una depresión en el terreno entre las más duras cuarcitas ordovícicas y el crestón de areniscas devónicas, tal como se puede ver en la fotografía de la figura 12.
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| Figura nº 14: Crestón de areniscas ferruginosas que constituye la Formación La Ermita en la Playa de La Ballota. |
Según el MAGNA la edad de la Formación seria Fameniense (Devónico Superior), aunque en esta localización no se han encontrado fósiles si se menciona la presencia de restos vegetales en la misma. En la parte alta de la Formación suelen aparecer faunas ("Estrunienses") cuya principal característica es la presencia del braquiópodo Araratella moresnetensis e indican el Devónico terminal o el Carbonífero basal. En la región del Ponga (Següenco) y a techo de la Formación La Ermita se ha encontrado una fauna (moldes externos e internos) de braquiópodos crinoideos, brioozoos, gasterópodos, bivalvos y corales con muchos restos fragmentados de vegetales carbonizados. García-Alcalde determino la presencia de una fauna de braquiópodos compuesta por Punctospirifer, Macropotamorrhynchus, Leptagonia, Rudosochonetes, Cleiothydina, Torynifer (?) y Planalvus (?) que caracterizan la parte baja del Tournaisiense, es decir claramente carbonífera.
- Formación Alba o Genicera:
La Formación Alba (Ginkel 1965) es una serie condensada que en la Zona Cantábrica abarca prácticamente todo el Misisipiense estando el límite con el Pensilvaniense en la superior Formación Barcaliente y el límite con el Devónico (Fameniense) en la infrayacente Formación Baleas. Esta unidad litoestratigráfica está formada por algunas decenas de metros (20-60) de calizas de aspecto nodular con abundantes cefalópodos y crinoideos entre las que se intercala un tramo medio de cherts y pizarras rojas y verdes. Por esta disposición estratigráfica autores como Wagner (1971) subdividieron esta formación en tres miembros: Gorgera, Lavandera y Canalón.
Miembro Gorgera; con un espesor de 10 metros está constituido por calizas nodulosas blancas o grises que pueden presentar una fuerte estilolitización y margocalizas verdosas muy fosilíferas con una fauna de goniatites, corales, lamelibranquios, braquiópodos, crinoideos,...
Miembro Lavandera: formado lutitas carbonatadas y silíceas con radiolaritas rojas o verdes. Contienen una escasa macrofauna fósil. Su espesor es muy variable y lateralmente puede pasar al miembro anterior.
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| Figura nº 15: Pizarras rojas, pizarras marchosas verdes y radiolaritas rojas. Miembro Lavandera en la Playa de La Ballota. |
Miembro Canalón: formado por unas pocas decenas de metros de calizas nodulosas a seudonodulosas rosadas en la base y grises a techo con capas con acumulaciones de fósiles de goniatítidos, corales, lamelibranquios, braquiópodos y crinoideos. A techo pueden aparecer lutitas rojas con crinoides y margas negras fétidas.
Kullmann (1977) añadió un nuevo miembro a esta formación: el Miembro San Adrian compuesto por calizas grises parecidas a las de la Formación Barcaliente, depositadas en un medio de rampa interna y datadas como del Pendleiense (Serpukhoviense inferior). Su espesor es muy variable y puede alcanzar los 20 metros o no aparecer por cambio lateral al Miembro Canalón.
Sanz-López (2012) añadió otros dos miembros a la formación: el Miembro Olaja compuesto por una decena de metros de pizarras y margas rojas y verdes de la misma edad y facies de cuenca profunda o inicio de surco de antepais y continuación del Miembro Canalón y el Miembro Miralló, equivalente lateral de la parte superior del Miembro Olaja, y formado por 1 o 2 metros de calizas grises nodulares con margas que contienen ammonoideos del Arnsbergiense medio-superior (Serpukhoviense superior). Ambos miembros se sitúan directamente debajo de la Formación Barcaliente. Esta serie se deposito, durante el inicio de la Orogenia Varisca (Viseense final – Serpukhoviense), en un surco de antepaís situado en las zonas internas del orógeno.
En las playas de Andrín y La Ballota solo se han distinguido dos de los miembros antes descritos: el Miembro Lavandera y el Miembro Canalón, aunque en el borde septentrional de la Playa de La Ballota afloran unas calizas grises con margas del mismo color e intensamente bioturbadas que podrían corresponder al Miembro Miralló.
En la figura de la izquierda se puede ver la columna de esta formación en Andrín (modificada de M. Bulnes et al, 2016):El Miembro Lavandera, de 22 metros de espesor en la Playa de La Ballota, esta compuesto por pizarras y radiolaritas rojizas con niveles de margas pizarrosas verdes y liditas negras y verdosas. Se presentan en estratos finos a muy finos, irregulares e intensamente tectonizados.
Encima y por medio de un contacto gradual pero rápido, aparece un nivel carbonatado correspondiente con el Miembro Canalón de esta Formación, de 20 metros de espesor formado por calizas (wackestone) rojas o rosadas, tableadas y nodulosas, en capas de 10 a 30 centímetros de grosor con delgadas (- 5 cm) intercalaciones arcillosas rojizas.
Las calizas griotte contienen una abundante fauna fósil de cefalópodos y crinoideos, además en la Playa de Andrín también se han visto grandes bioturbaciones que en algún caso llegan a afectar a toda la superficie de estratificación.
Los fósiles mas abundantes son los cefalópodos (L.C. Sánchez de Posada et al 1996) encontrándose especies de los géneros Ammonellipsites, Willchelloceras, Michiganites, Merocallites, Muensteroceras y Dzhaprokoceras del Viseeense Inferior y especies de Goniatites, Irinoceras, Hypergoniatites, Platygolliatites, Donbarites y Girtyoceras mas característicos del Viseense Superior. Todos estos taxones son formas de una amplia repartición geográfica.
Esta fauna está constituida principalmente por formas propias de mares abiertos, con notable predominio de formas interpretadas como nectónicas. Incluso las especies de algunos grupos, integrados en su totalidad o en su mayor parte por elementos bentónicos, apuntan hacia condiciones ambientales diferentes de las existentes en plataformas proximales bien aireadas de la época.
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Figura nº 17: Fauna del Miembro Canalón de la Formación Alba en Andrín en la foto de arriba a la izquierda se observa un cefalopodo con una mala conservación, en la foto superior a la derecha un artejo de un crinoideo del género Laudononphalus, en la foto inferior a la derecha goniatites (Arnsbergites falcatus?) y en la foto inferior a la izquierda bioturbaciones en el muro de una capa de caliza griotte. |
La edad de estas calizas basándose en su contenido fosilífero (principalmente cefalópodos y conodontos) seria Viseense-Serphukoviense. En la siguiente imagen se pueden ver un fósil problemático en el que se aprecian con claridad una serie cámaras separadas por septos conservados en calcita blanca. En un principio pensé que se trataba de un cefalópodo goniatítido que son muy abundantes en las calizas griotte de la Formación Alba y mas concretamente en el Miembro Canalón. Pero observaciones de algún colega que ha visto el fósil, me han sugerido que también puede tratarse de un foraminífero, un fusulinido mas concretamente. De ser así seria el mas grande foraminífero (3 cms) encontrado en el Paleozoico de la Cordillera Cantábrica:
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| Figura nº 18: Sección de un molde en calcita blanca de un ejemplar de problemática identificación (goniatite o fusulina) del Miembro Canalón Se puede observar el enrollamiento. los tabiques y las cámaras. Ubicación: Playa de La Ballota. |
En la Playa de Andrín, y también en la de La Ballota, se pueden ver algunas superficies de estratificación en las calizas griotte con un gran parecido a las grietas de desecación muy bioturbadas.
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| Figura nº 19: Aspecto típico de las calizas griotte en las playas de Andrín. |
-Formación Barcaliente: constituye la parte inferior de la anteriormente conocida “Caliza de Montaña”. Se trata de una sucesión de 400 metros de calizas negras, fétidas en estratos delgados de grosor centi y decimétrico con una marcada laminación ocasionada por una alternancia de láminas muy finas (1-5 mm) de microesparita de color claro y de micritas de color oscuro. A veces los estratos se presentan soldados en bancos de mayor espesor. Las calizas contienen abundante sílex de color grisáceo en niveles interestratificados y concreciones irregulares y también algunos delgados niveles de areniscas de grano medio a grueso. Las calizas presentan birdeseyes y una fauna de braquiópodos y pelecípodos en su parte superior.
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| Figura nº 20: Calizas grises oscuras, de pátina gris, fétidas. Bien estratificadas con planos de estratificación estilotizados. Contienen sílex en estratos finos laminados. Fotografía tomada en la Punta de la Ballota. |
-Formación Valdeteja:
Constituye la parte superior de la "Caliza de Montaña" y en esta zona puede presentar un espesor superior a los 300 metros. Esta compuesta de calizas bioesparíticas de color claro y aspecto masivo que contienen foraminíferos de edad Bashkiriense (Namuriense superior - Westphaliense inferior). La Formación es visible en la Punta de la Ballota y en la Playa de Andrín donde esta formada por gruesos estratos de calizas verticalizadas.
Ambas formaciones están separadas por un nivel estratigráfico muy complejo, de unos 60 metros de grosor, constituido por conglomerados calcáreos, pizarras y cherts negros laminados, nivel que debido a su composición litológica aflora muy mal, aunque se le puede seguir cartográficamente.
En la fotografía de la izquierda, tomada en la Punta de La Ballota, se observa un nivel de conglomerados calcáreos, de unos pocos metros de grosor, que presenta una gran continuidad lateral y que van asociados a depósitos silicios (chert).
En la siguiente fotografía realizada en la Ensenada del Gordo (Cué) se puede ver el aspecto del chert con una laminación marcada por láminas blancas o grises claras y laminas negras con un aspecto muy similar al Chert de Pendules descrito en la anterior entrada en este mismo blog, la correspondiente al mes de Febrero de 2.021.
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| Figura nº 22: Chert espongiolítico idéntico al descrito en la entrada de Pendueles. Fotografia realizada en la Punta de La Ballota. |
En el siguiente cuadro se resumen la cronoestratigrafía del Carbonífero Inferior según varios investigadores:
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| Figura nº 23: Tabla geocronológica resumida. |
TECTONICA.
Como se ha mencionado anteriormente la zona de Llanes se localizaría dentro del Macizo Ibérico, en la Zona Cantábrica, dentro de la Región del Ponga-Cuera. La sucesión Paleozoica antes descrita está afectada por deformaciones fundamentalmente variscas, de dirección W – E, en un régimen de tectónica epidérmica que ha dado lugar a la formación de un sistema de cabalgamientos, vergentes hacia el Norte, con pliegues asociados
En la zona de Llanes hay una gran estructura plegada, de varios kilómetros de longitud; el Anticlinal de Cué, una unidad alóctona que constituye parte del Cabalgamiento basal de la Unidad de Llanes (IGME). Esta estructura se ha interpretado como del tipo “pliegue de flexión de falla (fault bend fold)” condicionada por la geometría del cabalgamiento (ver figura nº 24). La localidad de Andrín se encuentra en este anticlinal cerca de su terminación oriental.
La serie fue plegada durante la Orogenia Varisca, en épocas posteriores al Estefaniense, posteriormente las estructuras generadas, sufrieron un acortamiento de dirección Norte-Sur que produjo un apretamiento de los pliegues y la verticalización de los cabalgamientos con ellos relacionados.
El intenso plegamiento que hay en estas playas da lugar a un gran número de formas de distintos tamaños, formas que llaman fuertemente la atención de los visitantes que se acercan a las playas, por lo cual es una lastima que no exista ninguna señalización, ni cartel explicativo cuando hay en día se le coloca un cartel a cualquier estructura mas o menos llamativa.
En la siguiente figura se puede ver el mapa estructural regional de la zona de Llanes con la situación de la Playa de la Ballota:
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| Figura nº 25: Mapa estructuras de costa oriental asturiana (Universidad de Oviedo). |
Geológicamente las playas se sitúan en el núcleo de una gran estructura: el Anticlinal de Cué, un gran pliegue isoclinal de longitud kilométrica de dirección E-W y buzamiento del plano axial al Norte. El núcleo del anticlinal está constituido por las cuarcitas ordovícicas de la Formación Barrios y los flancos por las calizas carboníferas de la Formación Barcaliente, salvo en su flanco meridional donde por una fractura (cabalgamiento) aflora la Formación Valdeteja, tal como se puede ver en el mapa geológico de la siguiente figura;
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| Figura nº 26 : Mapa geológico del Anticlinal de Cue (Fuente: visor del IGME). |
Debido a su enorme tamaño es una estructura difícil de ver, sino es a escala cartográfica, pero en la Playa de la Ballota se puede reconocer su núcleo y parte de su flanco septentrional marcado por un crestón (El Cuchillo) formado por las areniscas de la Formación La Ermita tal como se puede ver en la siguiente imagen:
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Figura nº 27: El Anticlinal de Cué en la Playa de La Ballota. El núcleo del pliegue se sitúa en el lado izquierdo de la fotografía. Sobre las cuarcitas blancas (F. Barrios) que lo forman se sitúa la Formación La Ermita formada por un crestón de areniscas rojas devónicas. El flanco del anticlinal lo constituyen las pizarras silíceas y radiolaritas del Miembro Lavandera de la Formación Alba que debido a su naturaleza blanda forman un valle. En la parte derecha de la fotografía se observan las calizas del Miembro Canalón y de la Formación Barcaliente. Con lo que se tienen un corte de prácticamente toda la serie Paleozoica y una visión de la mitad septentrional del Anticlinal. |
Además de esta gran estructura anticlinal se identifican dos grandes cabalgamientos, también de dirección E-W, que buzan al Norte. El anticlinal está asociado a uno de los cabalgamientos (Cabalgamiento basal de la Unidad de Llanes) que lleva la misma dirección y buzamiento con sentido de movimiento al Sur y sitúa a todo el conjunto plegado (Barrios+La Ermita+Alba+Barcaliente) sobre la Formación Valdeteja. Esta estructura se encuentra a su vez plegada y evoluciona a un conjunto anticlinal-sinclinal-anticlinal asociado al otro cabalgamiento.
Estudios geológicos recientes (M. Bulnes at al. 2016) han precisado esta antigua cartografía del IGME añadiendo a esta estructura otros dos pequeños cabalgamientos y varias fallas que complican esta estructura. Uno de estos cabalgamientos se puede ver en la Playa de La Ballota y afecta al flanco septentrional de un pliegue sinclinal asociado al Anticlinal de Cué, que presenta una dirección E-W y un plano de cabalgamiento subvertical buzando al Norte poniendo en contacto la Formación Alba con la Cuarcita de Barrios.
El otro cabalgamiento se localiza en las Playas de Andrín y la Ballota concretamente en el promontorio que separa ambas playas (Punta del Pandón), donde se localiza el Mirador de La Boriza, presenta la misma dirección y buzamiento del plano de falla. Ambas estructuras se pueden ver en la cartografía geológica de la siguiente figura:
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| Figura nº 28: Mapa geológico de las playas de Andrín y La Ballota y situación en el mismo de la zona plegada de la Punta del Pandón. |
Además de las estructuras tectónicas de gran y mediano tamaño, en estas playas se encuentran gran cantidad de estructuras de tamaño métrico y decamétrico que hacen de este lugar uno de los mejores sitios de España para la observación de estructuras geológicas complejas como pliegues y fallas. En la siguiente figura se puede ver el corte geológico levantado por Bulnes et al 2016 en base a la cartografía expuesta en la figura anterior:
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| Figura nº 29: Perfil Transversal del Anticlinal de Cué a la altura de las Playas de Andrín. Imagen tomada de M. Bulnes et al (2016). |
Las calizas tableadas del Miembro Canalón de la Formación Alba son una litología muy favorable para el desarrollo de pliegues (M.Bulnes et al. 2016) por lo que son muy numerosos y fáciles de observar en la zona comprendida entre ambas playas (Punta del Pandón) donde este miembro adquiere un notable desarrollo, en su mayoría se trata de pliegues recumbentes de planos axiales subhorizontales y ejes con direcciones E – W.
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| Figura nº 29: Esquema de un pliegue. |
Teniendo en cuenta la clasificación de los pliegues según su ángulo entre flancos, en estas playas se pueden observar pliegues de formas muy variadas y van desde apretados a isoclinales hasta abiertos:
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| Figura nº 30: Clasificación de los pliegues según su ángulo interflancos. |
Los pliegues, según la inclinación de su plano axial pueden presentarse como rectos, inclinados o tumbados y acostados o recumbentes. Todos estos tipos pueden verse en estas playas:
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| Figura nº 31: Clasificación de los pliegues según la inclinación de su plano axial. |
Los pliegues que se pueden observar en la Punta del Pandón pese a su tamaño corresponden a pliegues de segundo orden dentro de un pliegue de primer orden (Anticlinal de Cué), del estilo que se puede ver en la figura de la izquierda. Muchos de los pliegues que se pueden ver presentan cambios de espesor de las capas, especialmente en las zonas de charnela y en litologías margosas, por lo que corresponderían a pliegues del tipo 1 y 2 de la clasificación de Ramsay que se puede ver en la siguiente figura, aunque se pueden ver pliegues de todas las clases de esta clasificación.
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| Figura nº 33: Clasificación de pliegues de Ramsay. |
Los pliegues se encuentran en la Formación Alba tanto en el Miembro Lavandera como en el Miembro Canalón. En el primer miembro son de difícil observación debido a que, por su litología formada por una alternancia de pizarras y rocas silíceas muy frágiles, los afloramientos del mismo suelen presentarse muy cubiertos por desprendimiento y derrubios con abundante vegetación. No obstante, se han observado algunas estructuras tanto en la Playa de Andrín como en la de La Ballota. En la Playa de Andrín, y pese a que hay importantes derrubios de ladera, se ha observado un caso peculiar, un pliegue similar, vertical y cerrado que se desarrolla en los niveles de transito entre los miembros Lavandera y Canalón con núcleo en liditas negras y flancos en pizarras rojas y calizas griotte.
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| Figura nº 33: Anticlinal desarrollado en materiales del contacto de los miembros Lavandera y Canalón de la Formación Alba. Fotografía tomada en la Playa de Andrín. |
Sin embargo, es posible reconocer algunas estructuras plegadas a escala métrica. Se trata de pliegues redondos como el de la fotografía de la derecha desarrollado en capas muy delgadas de lidias negras. También son muy abundantes pliegues prácticamente acostados, isoclinales muy apretados de tamaños métricos con cambios de espesor de las capas en las charnelas de los pliegues (Tipo 1 y 2 de Ramsay). Debido a este intenso replegamiento se produce un apilamiento de estructuras por lo que el espesor que presenta este miembro en la Playa de La Ballota es muy superior al espesor real.
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| Figura nº 35: Pliegue de tamaño medio desarrollado en materiales de Miembro Lavandera (pizarras rojas, lidias negras y margas pizarrosas verdes. Fotografía realizadas en la Playa de La Ballota |
En el afloramiento de la Playa de la Ballota se ha podido observar la presencia de una esquistosidad grosera, que aparece en las pizarras rojas del Miembro Lavandera formando un marcado ángulo con la estratificación y que se puede ver en la fotografía de la izquierda, pero la poca extensión superficial y la desconexión entre los afloramientos no permiten su estudio en profundidad.
El mayor desarrollo y mejor exposición de los pliegues se presenta entre las Playas de Andrín y de La Ballota en la Punta del Pandón donde se sitúa el Mirador de La Boriza.
En ambas playas es fácil la observación de estas estructuras, siempre que la marea este baja, pues en marea alta no son accesibles y solo pueden observarse desde lejos. Este será el principal condicionante para cualquier visita que se realice a estas playas (al igual que a cualquier otra playa cantábrica con la vecina Ensenada de Novales).
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| Figura nº 37: El conjunto plegado de la Punta del Pandón fotografiado desde la entrada a la Playa de la Ballota. Se puede observar la magnífica exposición de las estructuras. |
El acantilado que constituye la Punta del Pandón esta constituido por calizas del Miembro Canalón, calizas rojas y/o rosadas en estratos decimétricos (10-30 cm) con centimétricas interestratificaciones de margas rojas, una litología muy favorable para el desarrollo de pliegues. En la siguiente fotografía se puede ver el aspecto que presentan estos acantilados de la Playa de La Ballota.
En la parte meridional de esta playa nos encontramos un acantilado desarrollado en las calizas griotte que se presenta intensamente tectonizadas en el que destaca el pliegue de mayor tamaño que encontraremos (decamétrico) en esta zona. Se trata de un pliegue apretado, acostado o recumbente, con la charnela ligeramente colapsada. Su dirección es Este-Oeste, sin poder llegar a verse el final de su prolongación hacia la Playa de Andrín.
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| Figura nº 38: El gran pliegue acostado de la Punta Punta del Pandón. Desarrollado en calizas griotte del Miembro Canalón muy bien estratificadas. Fotografía tomada en la parte mas meridional de la Playa de La Ballota. |
En esta misma zona se puede ver otra estructura de tamaño intermedio, un pliegue sinclinal que esta separado del anticlinal recumbente de la figura anterior por una fractura que correspondería a un cabalgamiento. Se trata de un sinclinal de plano axial inclinado y con numerosos repliegues de menor tamaño que complican la estructura.
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| Figura nº 39: Pliegue sinclinal desarrollado en calizas griotte del Miembro Canalón de la Formación Alba. Presenta un marcado replegamiento de esta facies. |
Lateralmente la estructura va cambiando y en la parte del acantilado que hay debajo del Mirador de La Boriza se puede un sector donde el plegamiento se ha resuelto mediante la generación de numerosos chevron folds, prácticamente verticales lo que incrementa la complejidad del plegamiento.
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| Figura nº 40: Pliegues chevron en la parte superior del acantilado de la Punta del Pandón. |
En este mismo acantilado también se observa un pliegue anticlinal inclinado y apretado de considerable tamaño que podría corresponder al núcleo de la estructura del acantilado de la Punta del Pandón ya que se desarrolla en pizarras rojas del Miembro Lavandera:
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| Figura nº 41: Estructura anticlinal tumbada desarrollada en pizarras rojizas del Miembro Lavandera. Fotografía realizada en la playa de la Ballota (Acantilados de la Punta del Pandón). |
Por el resto del acantilado las estructuras plegadas son muy numerosas siendo muy frecuentes los pliegues de tamaño métrico con ejes subhorizontales o suavemente inclinados hacia el Este o hacia el Oeste. En la siguiente figura se puede ver una estructura que se repite en varias ocasiones, se trata de un pliegue sinformal cilíndrico asociado a un pliegue anticlinal tan apretado que llega a romperse generando una fractura. El pliegue anticlinal parece desarrollarse en materiales del Miembro Lavandera (pizarras rojas) mientras que el sinclinal redondo se desarrolla en calizas griotte del Miembro Canalón:
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| Figura nº 41: Pliegue sinclinal redondo (box fold), de tamaño métrico, con charnela colapsada desarrollado en calizas griotte junto a un pliegue isoclinal muy apretado (cuspate fold) desarrollado en pizarras rojas. Fotografía tomada en la Punta del Pandón. |
En la Playa de Ballota, además del conjunto plegado de la Punta del Pandón, también se pueden ver algunas otras estructuras. Así en el extremo septentrional de la Playa en el limite con la Punta de La Ballota, se puede ver un pliegue sinclinal en cofre (box fold) que se desarrolla en las calizas grises con interestratos de margas grises muy bioturbadas (¿Miembro Miralló?) que lleva adosado en su flanco septentrional un pliegue muy apretado que evoluciona a una falla. La presencia de pequeñas fracturas a favor de la estratificación complica la estructura:
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| Figura nº 42: Pliegue en caja (box fold) desarrollado en calizas grises con margas bioturbadas, posiblemente de la transición del Miembro canalón de la Formación Alba a la Formacion Barcaliente. Asociado a este pliegue hay un pequeño anticlinal muy apretado (cuspate fold) tal como se puede ver en la interpretación realizada en el recuadro de la parte superior derecha de la Fotografia. |
En el arenal de la Playa afloran, aislados, unos pequeños pináculos de calizas griotte que también están replegados:
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| Figura nº 43: Pequeño afloramiento en el arenal de la Playa de la Ballota (pináculo) de calizas griotte muy replegadas. Al fondo a la derecha la Isla de Castro Ballota y a la izquierda la Punta de la Ballota. |
Otro conjunto de estructuras plegadas, de respetable tamaño, se puede ver en la Playa de Andrín, también en los acantilados de la Punta del Pandón. Como en el caso anterior, para las observaciones, es necesario que la marea esta baja. Desde el mismo arenal ya se pueden observar una sucesión de estructuras que corresponden a pliegues isoclinales, recumbentes o acostados:
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| Figura nº 44: Tren de pliegues isoclinales recurrentes en la parte que da a la Playa de Andrín del acantilado de la Punta del Pandón. Fotografía realizada desde la playa. |
En la parte de la Punta de El Pandón que da a la Playa de Andrín, se observa una espectacular estructura anticlinal-sinclinal, muy apretada, desarrollada en las calizas griotte y cuyo detalle se puede ver en la siguiente fotografía. Se trata de dos pliegues inclinados y apretados (anticlinal-sinclinal) desarrollados en calizas griotte y que tienen la peculiaridad de que pueden ser vistos en distintos ángulos permitiendo su visualización en 3 D:
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| Figura nº 45: Conjunto de antiformal-sinformal muy apretado con un cierto engrosamiento de charnela desarrollado en calizas griotte. En la fotografía de la siguiente figura se podrá ver una vista de sus charnelas y ejes. Fotografía realizada en la Playa de Andrín |
Otra vista del mismo conjunto de la figura anterior donde se puede observar que el eje se presenta inclinado:
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| Figura nº 46: Ejes y charnelas de los pliegues de la Figura 45. Playa de Andrin (Acantilados de la Punta del Pandón)) |
En esta parte del acantilado es posible observar gran cantidad de pliegues de pequeña escala afectando a las calizas griotte con complejas figuras de interferencia:
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| Figura nº 47: Intenso replegamiento con numerosas figuras de interferencia |
Aquí también se puede ver el pliegue con núcleo desarrollado en las pizarras rojas del Miembro Lavandera que ha sido descrito en la Playa de La Ballota (Figura nº 39). Se observa un anticlinal inclinado y muy apretado con los flancos en calizas griottes con grandes bioturbaciones y núcleo desarrollado en pizarras rojas del Miembro Lavandera.
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| Figura nº 48: Núcleo de la estructura plegada en la Playa de Andrin. |
Además de los pliegues, se pueden existen numerosas fallas y algunos cabalgamientos de direcciones aproximadamente E-O con inclinaciones muy variables, desde suaves hasta verticales, y sentido de movimiento tanto hacia el norte como hacia el sur, que localmente puede llegar a involucrar en los planos de fractura niveles de radiolaritas y pizarras.
En la siguiente fotografía se puede ver este Cabalgamiento de la Punta de El Pandón en la parte de la Playa de Andrín donde el plano de falla viene marcado por la presencia de una inyección de las pizarras rojas del Miembro Lavandera. Este mismo cabalgamiento es visible en la parte del acantilado de la Playa de La Ballota donde se observa un pliegue anticlinal cuyo núcleo se desarrolla en las pizarras rojas del Miembro Lavandera y los flancos en las calizas griottes del Miembro Canalón, con un intenso replegamiento tal como se puede apreciar en las fotografías de las figuras números 39,40 y 41.
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| Figura nº 49: Plano del cabalgamiento de la Punta del Pandón en los acantilados de Andrín. Se observa una inyección de pizarras rojas del miembro Lavandera en las calizas griotte del mas moderno Miembro Canalón.. |
Esta estructura fallada han sido interpretadas en los trabajos científicos consultados (M. Bulnes et al, 2016) sin duda acertadamente como un cabalgamiento vertical que se puede seguir desde la playa de Andrin a la de La Ballota. Según mi visión personal, la anterior estructura correspondería a la terminación periclinal de un gran pliegue tumbado en cuyo núcleo afloran pinzadas entre dos fallas, las pizarras y radialoritas del Miembro Lavandera que estarían en contacto mecánico con las calizas griotte del Miembro Canalón intensamente replegadas:
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| Figura nº 50: Interpretación de la estructura plegada del acantilado de la Punta del Pandón en la Playa de La Ballota. La estructura es muy complicada, pero parece corresponder un gran pliegue acostado con un núcleo de pizarras rojas. La estructura esta afectada por un cabalgamiento y algunas fracturas inversas con pinzamientos de pizarras rojas. En la fotografía he representado las estratificaciones en blanco, los ejes de los pliegues (anticlinal y sinclinal) en amarillo y las fracturas en morado. |
A veces la presencia de fracturas complica enormemente la estructura apareciendo pliegues de distintas orientaciones tal como se puede en la siguiente fotografía donde una zona entre dos fallas presenta un intenso replegamiento:
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| Figura nº 51: Banda intensamente replegada situada entre dos fracturas. Acantilado de la Punta del Pandón en la Playa de La Ballota. |
Resumiendo, la estructura de la zona de Andrín corresponde a un kilométrico cabalgamiento vergente al Sur que lleva asociado un anticlinal de núcleo ordovícico (F. Barrios). La estructura se complica en el perfil de las playas de Andrín y La Ballota por la presencia de otros dos cabalgamientos más pequeños, también vergentes al Sur, que llevan asociados varios pliegues formando un tren de pliegues muy complejo. Las direcciones principales de estas estructuras son prácticamente E–W coincidiendo con la dirección regional. La deformación correspondería a la Orogenia Varisca siendo las últimas estructuras (cabalgamientos) atribuidas a las fases más tardías de esta orogenia (Asturiense).
El origen de estas estructuras se explica por la respuesta que la ductilidad de los materiales de la Formación Alba presentan a los esfuerzos producidos por el emplazamiento de los cabalgamientos antes citados, originándose numerosos replegamientos y a la posterior formación de un par anticlinal-sinclinal y más cabalgamientos que deforman a los primeros. En la Zona Cantábrica hay numerosos ejemplos de comportamiento de la Formación Alba frente a los a compresión. En el siguiente collage se puede ver el intenso replegamiento de las calizas griotte en Loredo (Mieres) dentro de la Unidad del Aramo.
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| Figura nº 52: Collaje fotográfico con pliegues desarrollados en la caliza griotte de la Unidad del Aramo. Como se puede apreciar se trata de pliegues en caja similar a los desarrollados en las playas de Andrín . |
GEOMORFOLOGIA.
La costa cantábrica se caracteriza por una geomorfología muy variada, especialmente en la costa oriental de Asturias donde las formaciones carbonatadas que constituyen los Picos de Europa llegan al mar. En la zona de Llanes esta costa se desarrolla en calizas carboníferas (Caliza de Montaña) desarrollándose perfiles muy abruptos llegando a presentarse formando acantilados verticalizados, extraplomados con el desarrollo de viseras como el que se puede ver en la siguiente fotografía tomada en la Punta Tejera (Andrín).
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| Figura nº 53: Acantilado extraplomado en calizas de la Formación Valdeteja. |
Los aportes sedimentos siliciclásticos, procedentes del Río Sella, permitieron que, en esta costa tan irregular, se generaran playas arenosas de dimensiones relativamente reducidas. Las playas de Andrín y de La Ballota son pequeñas conchas arenosas formadas a favor de unas litologías favorables y protegidas por la Isla de Castro Ballota y el Cabo de la Punta de La Ballota.
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| Figura nº 54: Las Playas de Andrín y La Ballota con la Punta de La Ballota y la Isla de Castro Ballota. Fotografía tomada desde los acantilados de La Tejera. |
Es importante considerar los tipos de rocas que componen el sustrato a la hora de estudiar la geomorfología esta zona litoral. En esta zona se pueden diferenciar dos grandes conjuntos litológicos de características y resistencia a la erosión, muy distintas: los carbonatos, muy propensos a la meteorización bioquímica (kárstica) y las rocas siliciclásticas, en las que solo actúan procesos de meteorización mecánica.
La zona costera del Oriente de Asturias está formada por una estrecha franja de pocos (3-5) kilómetros de anchura comprendida entre las elevaciones montañosas de la Sierra de Cuera y el Mar Cantábrico. La litología de esta franja y las fluctuaciones del nivel del mar configuraron el actual relieve de la zona. Este relieve es muy suave debido a la presencia de antiguas superficies de abrasión marina emergidas (rasas) formadas durante los últimos 5 millones de años durante los sucesivos impulsos glaciares y que se describen a continuación.
LAS RASAS.
Las rasas son superficies planas que se sitúan entre el mar y las estribaciones montañosas se disponen suavemente inclinadas (0,15-0,40º) hacia el mar, su número y cota varia y se conservan mejor en litológicas detrítico-clásticas (cuarcitas y areniscas) que en las litologías calcáreas donde predominan los procesos de karstificación. En algunos sitios (Sierra de Cuera) se conservan paleoacantilados en los relieves que las limitan por el sur.
Germán Flor (1.986) diferencio hasta 7 rasas superpuestas:
Rasa I: En la zona oriental de Asturias esta superficie se sitúa a 260-210 msnm (Berbes. La antigua línea de costa de esta rasa se localiza a 260 msnm en Llanes). En la siguiente fotografía se puede ver esta rasa en la Sierra del Purón y su continuación en la Sierra Plana de La Borbolla separadas por el Río Purón.
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| Figura nº 55: Al fondo la Sierra del Cuera, delante la superficie plana que representa a la Rasa 1 (260-210 msnm) constituida por la Sierra de Purón y en la Sierra Plana de La Barbolla. Fotografía desde la Sierra Plana de Cué. |
Rasa II: En Berbes se localiza a cotas situadas entre 220 y 100 msnm.
Rasa III: En la zona de Llanes se localiza entre los 155 y 140 msnm (Cué) y tiene un paleoacantilado bien desarrollado.
Rasa IV: En Llanes se localiza entre los 110 (La Franca) y los 60 msnm (Nueva de Llanes). Esta rasa es muy irregular debido a la naturaliza carbonatada del substrato. En la siguiente imagen (IGME) se puede ver esta superficie de abrasión en el Cabo Peñas.
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| Figura nº 56: Depósitos de arenas y cantos a cota de 100 msnm de la Rasa del Cabo Peñas. Fotografía del IGME. |
Rasa V: En Llanes se localiza a cotas comprendidas entre los 43 y los 30 msnm. En las fotografías de las figuras
Rasa VI: con buenos registros sedimentarios en el oriente de Asturias esta rasa se localiza entre los 18 y los 15 msnm.
Rasa VII: la ultima en desarrollarse se localiza entre los 6 y los 5 msnm.
Posteriormente (2010), este mismo investigador, amplio el numero de rasas hasta un total 12 superficies de erosión escalonadas y suavemente inclinadas hacia el mar, que se resumen en la siguiente figura (G. Flor 2.010).
Las rasas son el resultado de periodos prolongados de erosión marina en una dinámica general de levantamiento continental no uniforme.
La edad de la rasa más antigua seria posterior al Mioceno (Plioceno-Pleistoceno) situándose la primera superficie de abrasión (Rasa I) a cotas que oscilan entre los 320 (Cabo Peñas) y los 260 msnm (Llanes) se piensa que por causa de un abombamiento tectónico. Se sabe por los estudios de los yacimientos prehistóricos que sobre la rasa de 5-6 metros hay depósitos würmienses (último periodo glacial cuaternario) y que los depósitos situados a 2-3 metros sobre el nivel del mar en la actualidad son posteriores a la transgresión flandriense (Pleistoceno-Holoceno), es decir del Asturiense (+-8.000 BP)
En la zona de Andrín se localiza la “Sierra Plana de Cué” que se asimila a la rasa de los 155 m o Rasa III (G. Flor 1986). A esta rasa, al que se ha atribuido un origen continental, se formo al comienzo del Plioceno, hace 12 millones de años y se localiza bajo la Rasa I, o Rasa de 260 m que es más antigua. En la siguiente imagen (IGME) se puede ver una fotografía aérea de la Sierra Plana de Cué cuya parte superior está formada por depósitos cuaternarios (arenas y cantos):
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| Figura nº 57: Fotografía aérea (IGME) de la Sierra Plana de Cué que corresponde a la rasa de 155 msnm. Se aprecia como a cota inferior (30-40 msnm) se sitúa otra rasa. |
Estas “Sierras Planas” se forman sobre rocas cuarcitas más resistentes a la erosión que las calizas carboníferas y corresponden a superficies de abrasión marina elevadas por causa de ajustes isostáticos bien tectónicos o climáticos (glaciaciones).
En Cué bajo estas dos rasas hay una tercera a una cota de 80 msnm que se localiza sobre calizas carboníferas sobre la cual se ha desarrollado una importante karstificación. Su edad es atribuida al Pleistoceno inferior, hace unos 2 millones de años. En la siguiente fotografía se puede ver la rasa costera con cotas de 30 a 40 msnm:
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| Figura nº 58: Rasa costera sobre calizas carboníferas muy karstificadas. Punta de La Tejera |
G Mary (1983) diferencia tres niveles de aplanamiento marino de alturas 35/40, 15/18 y 5/6 metros ocasionados por transgresiones de edades Aquitano-Langhiense, Plioceno Inferior y Plioceno Superior-Pleistoceno Inferior (Eeminse). La superficie marina actual fue tallada antes del Pleniglaciar inferior würmiense y el actual nivel del mar se alcanzo durante la transgresión flandriense (5.800 B.P.).
GEOMORFOLOGIA KARSTICA.
Cuando un macizo calcáreo queda expuesto en su superficie empiezan a producirse una serie fenómenos que conducen a la formación de una forma de relieve muy singular causada por la meteorización química de las rocas que lo constituyen (calizas y/o dolomías) y que se denomina karst, nombre procedente de la región de karst o Carso. Según la RAE, un karst es un paisaje de relieve accidentado, con grietas y crestas agudas, originado por la erosión química en terrenos calcáreos. La disolución de los carbonatos se produce según las siguientes reacciones químicas;
CO3Ca + H2O + CO2 <> 2 (HCO3-) + Ca2+
CaMg (CO3)2 + 2(H2O) + 2 (CO2) <> 4(HCO3) + Ca2+ + Mg2+
Las mejores condiciones para la formación de un karst se darán cuando existan litologías carbonatadas, calcáreas o dolomíticas, en climas fríos con abundantes precipitaciones (agua) donde la vegetación será abundante y la concentración de dióxido de carbono mayor. Un importante desarrollo edáfico aportara compuestos orgánicos y humus que potenciaran las reacciones químicas que provocaran la disolución de los carbonatos y una pérdida de masa que dará lugar a huecos o depresiones en el terreno que pueden estar vacíos o rellenos de arcillas de decalcificación.
En la zona del Oriente de Asturias se dan las condiciones ideales para la karstificación: presencia de espesas formaciones calcáreas, clima relativamente frio y lluvioso y una densa cubierta vegetal y toda la zona esta intensamente afectado por este proceso. Como se puede apreciar el relieve de esta zona es muy irregular, muy típico de una zona costera karstificada, con zonas elevadas (cuetos) y zonas deprimidas (dolinas o uvalas). Además de por las condiciones climáticas la karstificación también se ve favorecida por la existencia de gruesas formaciones carbonatadas con pocos terrígenos con formaciones impermeables a muro. La existencia de discontinuidades (planos de estratificación, de diaclasación y fracturas) permite el desarrollo de una porosidad de fractura que favorece la infiltración de las aguas superficiales y permiten la disolución de niveles carbonatados más profundos.
En la zona de Llanes el principal factor que favorece la infiltración de las aguas es la existencia de una densa estratificación con una disposición verticalizada por causas tectónicas.
En un karst se diferencian formas exokársticas y endokársticas. Las primeras se dividen en formas mayores que serian: dolinas y uvalas, poljes, pavimentos y valles kársticos y formas menores que serian; lapiaces, simas y sumideros.
En la zona costera de Llanes se pueden encontrar ejemplos de casi todas estas formas exokársticas:
Lapiaces: son muy frecuentes en las rasas costeras desarrolladas sobre formaciones carbonatadas. Un lapiaz es una típica forma de modelado kárstico superficial a pequeña escala. Es debida a procesos de disolución de las rocas carbonatadas y se caracteriza por presentar una superficie irregular con agujeros, surcos u otras depresiones separadas por aristas o promontorios.
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| Figura nº 59: Lapiaz en calizas carboníferas (F. Barcaliente). Punta de La Ballota |
Dolinas; son estructuras geomorfológicas muy frecuentes y corresponden a un rebajamiento de la superficie del terreno que se presentan como depresiones cónicas con forma de embudo con una relación profundidad/anchura de 1/3 (P. Fernández García) Su tamaño en muy variable (de pocos metros a kilómetros) y con una profundidad que va de algunos a centenares de metros. Se forman preferentemente en puntos de intersección entre dos fracturas o discontinuidades donde se produce un incremento de la porosidad por lo que las dolinas actúan como puntos de infiltración preferente (sumideros).
Las dolinas pueden ser de disolución o de subsidencia, en esta zona corresponden a dolinas de disolución que son las que se forman por perdida de material por disolución con un hundimiento progresivo, como la que se puede ver en la siguiente fotografía;
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| Figura nº 60: Dolina en calizas carboníferas con su típica forma de embudo. Punta de La Ballota (Llanes). |
En la zona de la Punta de La Ballota se pueden ver numerosos ejemplos de este tipo de estructuras que llegan a presentarse alineadas (uvalas) tal como se puede ver en la siguiente fotografía:
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| Figura nº 61: Campo de dolinas alineadas en la Punta de La Ballota. Al fondo el Anticlinal de Cué y la Playa. |
En esta zona es posible ver unas formas kársticas muy comunes que se presentan como formas rectilíneas que suelen corresponder a algún tipo de discontinuidad, bien estratigráfica, como los planos de estratificación, o tectónica como fallas o diaclasas. Este proceso de formación a favor de los planos de estratificación puede desembocar en la presencia de formas kársticas de considerable tamaño con una forma alargada como la de la siguiente fotografía:
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| Figura nº 62: Desarrollo de una sima a favor a una discontinuidad estratigrafica. |
Algunas fisuras presentan grandes desarrollos kársticos y son visibles en las ortofotos tomadas desde los satélites, como la de la siguiente fotografía:
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| Figura nº 63: Gran fisura karstificada en la Punta de La Ballota. |
OTRAS FORMAS:
En los acantilados de la zona litoral de La Ballota – Andrín se desarrollan formas muy abruptas debidas a la acción mecánica del oleaje sobre los acantilados aprovechando la existencia de accidentes tectónicos o niveles estratigráficos blandos (margosos) que favorecen la acción erosiva del mar.
Las estructuras más frecuentes son las cavernas marinas muchas de ellas desarrolladas a favor de la estratificación y otras, de mayor tamaño, formadas como consecuencia de desprendimientos de las paredes de acantilado:
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| Figura nº 64: Grandes oquedades en la base del acantilado calcáreo de Andrín. |
También hay varios ejemplos de entradas del mar, estrechas y más o menos profundas desarrolladas siguiendo la dirección de la estratificación y aprovechando la existencia de niveles margosos mas blandos.
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| Figura nº 65: Estrecha entrada del mar dentro del macizo calcáreo facilitada por la existencia de un nivel de margas grises a favor del cual se ha desarrollado un pliegue parásito. Fotografía tomada en el Paraje de la Tejera (Andrín). |
En la Playa de La Ballota, cuando baja la marea, se pueden observar otras formas, muy frecuentes en las playas de la costa oriental asturiana, unos pequeños pináculos de calizas como los que se pueden ver en la figura nº 43.
En la Punta de la Ballota se puede observar el desarrollo de una intensa karstificación que llega a generar cavernas que conducen las aguas superficiales hasta el mar.
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| Figura nº 66: Entrada a un sistema kárstico que termina en la base del acantilado de la Punta de la Tejera. |
Pero por si algo se caracteriza y distingue la costa de Llanes es por la existencia de unas formas kársticas características, singulares y muy espectaculares: los bufones, algunos de los principales se encuentran en esta zona (bufones de La Ballota).
BUFONES:
Los bufones a unos conductos kársticos subverticales de diferentes dimensiones y que constituyen uno de los elementos más representativos y espectaculares de la costa oriental asturiana y especialmente de la llanisca donde se dan las condiciones ideales para su formación.
La formación de los bufones se produce porque el agua de la lluvia se infiltra en el terreno a través de las dolinas que actúan de auténticos sumideros kársticos. El agua que captan las dolinas discurre hacia abajo a través de conductos verticales o simas hasta llegar al nivel piezométrico del acuífero que en las zonas litorales corresponde con el nivel del mar. A su vez y mediante la acción mecánica del oleaje y los procesos de disolución de las calizas en presencia de agua salada, el agua del mar excava cuevas en la base de los acantilados, cuevas que van penetrando en el macizo carbonatado.
Cuando ambos sistemas kársticos se juntan se produce la conexión o captura del karst inferior marino y el karst superficial y se producen los bufones por medio del siguiente mecanismo: el oleaje impulsa agua marina a presión dentro de las cavidades kársticas con lo que el aire y agua que hay en los mismos es comprimido y expulsado hacia arriba produciéndose un espectacular surtidor acompañada de un característico bufido, siguiendo el esquema de la siguiente figura (Wikipedia):
En la zona de la Punta de La Ballota se localizan algunos de los bufones más conocidos de la costa llanisca. Todos ellos se desarrollan en las calizas de la Formación Barcaliente que en esta zona se presentan bien estratificadas con mucho sílex y muy karstificadas, que en superficie constituyen extensos lapiazes.
En la siguiente imagen se ve el Bufón de la Ballota, de gran tamaño (las cabras sirven de escala) y se puede observar la sima que conecta la entrada del bufón con el mar, desarrollada a favor de una fisura. Las cabras están reposando cómodamente sobre la arena expulsada junto el agua del mar cuando el bufón entra en funcionamiento durante las tormentas.
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| Figura nº 67: Bufón de La Ballota en momentos de calma. |
BIBLIOGRAFIA:
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Comportamiento de las calizas griotte carboníferas frente a las deformaciones compresivas entre dos localidades de la Zona Cantábrica (NO de la Península Ibérica): resultados preliminares. M. Bulnes at al. 2016.
Experiencia didáctica en área de alto valor patrimonial: el kart litoral del oriente de Asturias. Luna Adrados, 2014.
Mapa geológico de España (IGME). Hoja de Llanes (32).
IELIG CA 055 Rasas de Cué y Andrín (IGME)
Las rasas asturianas ensayos de correlación y emplazamiento. Germán Flor 1983.
Revisión estratigráfica del Misisipiense al Pensilvaniense mas bajo de la Zona Cantábrica y la posición de los limites de los pisos. J. Sanz-López & S. Blanco Ferrera 2012.
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El Ferrocarril minero de Loredo. Descripción Geológica. Mi Geoblog, Marzo de 2015.
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El Carbonífero marino en el ámbito astur-leones (Zona Cantábrica). Síntesis paleontológica. LC. Sánchez de Posada et al (1996).
La estratigrafía del Carbonífero basal de la Unidad del Ponga (Asturias). Martínez-García & García-Alcalde (2.008).
