ANTECEDENTES:
En esta entrada se describirá una explotación de sal, continental no marina, localizada en Álava en la que se extrae y se comercializa este mineral desde hace mas de 2.000 años. Se trata de una salina en producción artesanal que esta acondicionada para el turismo, mediante visitas guiadas, por lo que posee un gran interés geológico y antropológico.
Como la mayoría de las salinas españolas la sal procede de evaporitas triásicas que han sido afloradas a la superficie por fenómenos diapiricos y que en su ascenso han arrastrado fragmentos de rocas ígneas y sedimentarias desde niveles muy profundos.
Se describirá la geología regional y local (estratigrafia y tectónica) con especial atención a los materiales que forman el diapiro (arcillas evaporíticas, carniolas jurásicas y rocas ígneas subvolcánicas.
SITUACIÓN GEOGRAFICA:
El Diapiro se localiza en el municipio de Añana (Álava) perteneciente a la Comarca de los Valles Alaveses a 30 kilómetros al Oeste de Vitoria y 12 kilómetros al Norte de Miranda de de Ebro, en la hoja de Miranda de Ebro del MTN (1/50.000). El relieve de esta zona de Álava esta formado por alineaciones montañosas, de dirección E-W, con cotas máximas de 900 msnm (Las Atalayas, Los Picachos,...), separadas por valles bastante abiertos en los que se localizan las principales poblaciones. El Casco urbano de Añana se localiza en uno de estos valles, concretamente en el del Rio Omecillo a una cota de 600 msnm. En la siguiente figura se puede ver el mapa geográfico de la zona (SIGNA).
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| Figura nº1: Mapa geográfico de Añana (Alava) |
Las salinas se localizan al lado del pueblo, en el valle del rio Omecillo, rodeadas por las alturas de La Peña al Norte, Peñas Loberas al Sur y Las Peñuecas de 700 metros de cota.
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| Figura nº 2: Bañera de piedra. |
La explotación de la sal por método actual, consistente en la evaporación en láminas de agua salada sobre superficies planas, lo iniciaron los romanos y ha continuado, prácticamente igual, hasta la actualidad, con la excepción cambios en la naturaleza del suelo de las superficies de evaporación (arcilla, grava, cemento y baldosas de caliza) y la construcción aguas abajo de una desaladora moderna que aprovecha la salmuera sobrante.
En la siguiente fotografía se puede ver una bañera, de procedencia desconocida, tallada en un boque de caliza griotte fosilífera, quizás un indicio de un posible intento de aprovechamiento como balneario de las salinas.
GEOLOGIA REGIONAL.
El Diapiro de Añana es una de las más de 20 estructuras diapíricas que afloran en el País Vasco, todas ellas relacionadas con fracturas tardihercinicas que afectaban al zócalo paleozoico (Carbonífero) estructuras que tuvieron distintas fases de reactivación durante el ciclo orogénico alpino. Estructuralmente el diapiro se encuentra en el Sinclinal de Treviño de la Depresión de Miranda -Treviño situada dentro del Surco Navarro-Aragonés una de las partes en que se divide la Cuenca Vasco-cantábrica. La Cuenca Vasco cantábrica forma parte de la Zona Cantábrica y está limitada a ambos lados por la Zona Asturoccidental Leonesa (ZAOL) constituyendo la parte más interior del Arco Ibero-armoricano. El Carbonífero que aflora en el Macizo Vasco se encuadra en los afloramientos de la ZAOL que forman una banda que termina en la Provincia de Castellón.
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| Figura nº 3: Esquema estructural del Arco Iberoamericano o Rodilla Asturiana. El circulo negro indica la situación de la zona de Alava dentro de esta megaestructura. |
La Cuenca Vasco-cantábrica (CVC) es una zona deprimida situada entre los relieves montañosos de los Pirineos y de la Cordillera Cantábrica. Durante el Mesozoico esta zona sufrió una gran extensión cortical y una elevada sedimentación, para posteriormente, durante el Terciario, sufrir una inversión tectónica que propicio su incorporación al edificio orogénico alpino. Por esta causa, y a lo largo de todo el borde septentrional de la Península Ibérica, las estructuras geológicas de dirección E-W presentan una clara continuidad cartográfica, por lo que algunos geólogos han concluido que, desde un punto de vista geológico, podria considerarse que existe una única cadena Pirenaico-Cantábrica que se encuentra separada de la Cadena Ibérica por las cuencas de antepaís del Ebro y del Duero donde se acumulan sedimentos cenozoicos procedentes de la erosión de ambos sistemas. Esta interpretación se contradice con la disposición estructural del Arco Iberoarmoricano que se puede ver en la figura anterior.
El primer gran evento tectónico reconocible el País Vasco es la orogénesis Varisca que se desarrolló a finales del Carbonífero como consecuencia del choque entre dos grandes masas continentales: Gondwana, al sureste, y Laurentia-Báltica, al noroeste, dando lugar al supercontinente Pangea. En la zona de colisión se levantó una enorme y compleja cordillera, de aproximadamente 8.000 km de longitud y 1.000 km de anchura, cuyos vestigios pueden seguirse desde el noroeste de África hasta el noreste de Bohemia, en el continente americano (Apalaches).
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| Figura nº 4: Cadena varisca |
El segmento europeo del orógeno Varisco aflora en una serie de macizos distribuidos por toda Europa Central y Occidental: Ibérico, Armoricano, Montaña Negra, Macizo Central francés, Ardenas-Renohercínico, Bohémico y Zona Axial pirenaica, formando el Arco Iberoarmoricano tal como se puede ver en la siguiente figura.
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| Figura nº 5. Macizos variscos. |
Según los últimos modelos de tectónica de placas desde el Jurásico superior se instauró un régimen extensional relacionado con la apertura del Golfo de Vizcaya y la rotación de la península Ibérica aproximadamente 35º hacia el NE lo que ocasiono la formación de un sistema de rift. Después de la apertura del Golfo de Vizcaya y la rotación o traslación sinestral de Iberia con relación a Eurasia, tuvo lugar una fase de colisión y acercamiento de placas que ocasiono el levantamiento de la cadena pirenaica. Existen tres modelos descritos de apertura. En el primer modelo la apertura iría acompañada de una traslación senestral de 300 a 500 kilómetros de la Península Ibérica a favor de una gran falla de desgarre norpirenaica estando el polo de rotación en Paris. En un segundo modelo, la apertura seria “en tijera” mediante un polo de rotación situado en la esquina suroriental del Golfo de Vizcaya, o en la parte occidental de los Pirineos, y por último un tercer modelo se habría producido en varias fases con distintos polos de rotación. En la siguiente imagen (Vera, 2004) se puede apreciar la evolución temporal de la microplaca Ibérica durante el Mesozoico.
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| Figura nº 6: Evolución de la sedimentación en la Península Ibérica desde el Jurásico hasta el Eoceno (Vera 2.004). |
A partir del Cretácico superior-Eoceno se produjo la principal fase de compresión con la inversión de estructuras previas de la cuenca, coincidiendo con la subducción de la Placa Ibérica bajo la europea, aunque algunos autores han propuesto un modelo diferente con subducción hacia el sur de la Placa europea bajo la Placa Ibérica.
La estructura profunda de la cuenca mesozoica del País Vasco, se interpreta con una superficie cabalgante continua desde el frente de la Sierra de Cantabria hasta el manto por debajo del cual se habría producido la subducción de la corteza ibérica. La geometría de esta estructura fue condicionada por la cuenca mesozoica y responde a la inversión de una falla normal que la delimitaba por el sur. El modelo ha sufrido variaciones recientemente postulándose una hiperextensión en la fase rift que habría producido un adelgazamiento extremo de la corteza con un manto muy superficial, responsable del metamorfismo local que se encuentra en algunas zonas del Arco Vasco.
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| Figura nº 7: Corte geológico general de la cobertera mesozoica (EVE). |
La estratigrafía regional de la Cuenca Vasco-Cantábrica está relacionada con la evolución geodinámica de la misma y es difícil resumirla de forma general, ya que presenta importantes variaciones de potencia y de facies, pero podría resumirse de la siguiente manera:
A finales del Pérmico e inicio del Triásico, en los inicios del Ciclo Alpino, las condiciones tectónicas imperantes en el Paleozoico terminal cambiaron empezando a generarse un estadio de rifting continental incipiente durante el cual, y como consecuencia de la separación entre los bloques continentales europeo y americano y el comienzo de la apertura del océano Atlántico, empezarían a individualizarse las cuencas mesozoicas cuyo desarrollo y geometría estuvo fuertemente influenciada por las orientaciones de las grandes fallas tardi-variscas.
Durante el Triásico Temprano la distensión debió́ ser todavía moderada, con formación de bloques y una sedimentación detrítica grosera (facies Buntsandstein). Posteriormente en el Triásico superior, y tras una etapa de transgresión marina en la que se formaron depósitos de plataformas carbonatadas (facies Muschelkalk del Triásico medio), se produjo una importante sedimentación de arcillas y evaporitas (facies Keuper) que tendrían una gran importancia durante la tectónica compresiva alpina al actuar como niveles preferentes de despegue. Estos sedimentos evaporíticos de finales de Triásico (Keuper) aparecen a menudo asociados con rocas subvolcánicas que indican la existencia de un importante adelgazamiento cortical.
Durante el Jurásico las condiciones son cambiantes, en el Jurásico inferior (Lías) se produce una transición hacia condiciones de mar abierto con una sedimentación carbonatada que se prolonga hasta finales del Dogger, para cambiar drásticamente durante el Jurásico superior cuando se produjo la emersión y fracturación de las plataformas carbonatadas, en dos pulsos principales: uno en el Calloviense tardío-Oxfordiense temprano, y otro en el Kimmeridgiense-Portlandiense, que terminarían con la sedimentación marina en las cuencas del norte de la Península Ibérica. Estos acontecimientos marcan el inicio del rifting continental entre la Península Ibérica y el resto de Europa.
Esta tectónica de rifting continuaría durante una buena parte del Cretácico inferior, hasta el Barremiense, formándose grandes grabens donde tendría lugar una sedimentación en facies Weald, de carácter continental. En el Aptiense-Albiense tiene lugar la sedimentación del Complejo Urgoniano a favor de una tectónica de bloques que facilita el desarrollo de sedimentos carbonatados en los bloques levantados y de depósitos terrígenos en los hundidos.
Durante el Cretácico superior se desarrolla un gran surco subsidente en el que se acumula una gruesa secuencia turbidítica, volcánica y volcanoclástica. La composición química de las rocas volcánicas apunta a un origen a partir de corteza continental adelgazada, quizás en régimen transcurrente, lo que hace pensar a algunos investigadores que, en esta época, el contacto entre las placas Ibérica y Europea podría estar localizado bajo este complejo, discurriendo en la falla Norpirenaica. La edad de este magmatismo cretácico está fechada en el Albiense-Santoniense (110–85 Ma) y su cese indicaría, de una manera aproximada, el final de la apertura del golfo de Vizcaya y de la rotación de Iberia.
En el Cretácico tardío se produce la apertura del Océano Indico y el movimiento de la Placa Africana hacia el Norte lo que provoca el choque de la Placa Ibérica con la Europea y el cierre de las principales cuencas sedimentarias mesozoicas europeas y el inicio de los movimiento compresivos de la Orogenia Alpina que ocasionaron la inversión de las cuencas sedimentarias mesozoicas y el levantamiento de la cadena Pirenaico- Cantábrica, además del final de la formación de corteza oceánica en el golfo de Vizcaya y el levantamiento de la Cadena Ibérica en un régimen intraplaca.
La Cuenca Vasco-cantábrica, o Pirineos vasco-cantábricos, presenta una serie de características estratigráficas y estructurales muy distintivas. Su límite oriental está marcado por un importante accidente transversal: la Falla de Pamplona, o Falla de Estella una estructura de dirección NE-SO, posiblemente tardi-varisca, que ejerció́ un fuerte control sobre la sedimentación mesozoica, provocando el depósito de varios miles de metros de sedimentos sobre su bloque occidental mientras sobre el oriental los espesores son menores, tal como se puede ver en la siguiente figura.
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| Figura nº 8: Esquema de la sedimentación a lo ancho de la CVC se puede observar la disposición cuña de la serie estratigráfica ("modelo Pull apart") con la mayor acumulación de sedimentos en el Surco Navarro-Cantabro |
Esta estructura constituye el límite oriental del vulcanismo pérmico y mesozoico y se encuentra actualmente oculta bajo parte de la cobertera mesozoico-terciaria, aunque su traza puede seguirse por la alineación de diapiros de evaporitas triásicas. En uno de estos diapiros se han encontrado incluso xenolitos de rocas profundas tales como granitos, gabros y neises. En el siguiente grafico se observa cómo hay otras fallas de la misma dirección que la de Pamplona y como en las intersecciones con otras estructuras falladas de dirección transversal aparecen diapiros. Esta estructura constituye el límite oriental del vulcanismo pérmico y mesozoico y se encuentra actualmente oculta bajo parte de la cobertera mesozoico-terciaria, aunque su traza puede seguirse por la alineación de diapiros de evaporitas triásicas. En uno de estos diapiros se han encontrado incluso xenolitos de rocas profundas tales como granitos, gabros y neises.
Al W de la Falla de Pamplona las estructuras alpinas muestran una orientación E-W que pasa rápidamente a NW-SE formando una inflexión conocida como el “Arco Vasco” que es la zona de mayor subsidencia tectónica y mayor extensión del Mesozoico de toda la cuenca.
Algunos investigadores dividen la Cordillera Cantábrica en dos sectores principales: el Macizo Asturiano y la Cuenca Vasco-cantábrica (CVC). Este ultima comprendería el W de Navarra, todo el País Vasco, el norte de las provincias de Burgos y Palencia y gran parte de Cantabria. Su limite oriental se sitúa en la Falla de Pamplona un accidente paleozoico, mientras que el occidental corresponde al contacto con los materiales del Macizo Asturiano. Los limites septentrional y meridional corresponden a sendos frentes de cabalgamiento en los que la CVC se superpone sobre el macizo de las Landas y sobre las cuencas cenozoicas, no deformadas, del Duero y del Ebro (ver figura nº 10).
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| Figura nº 9: Mapa geológico del Pais Vasco (EVE). Se indica la situación del Diapiro de Añana. |
Las cuencas sedimentarias son regiones, más o menos extensas, de
la superficie terrestre caracterizadas por mantener un hundimiento
(subsidencia) tectónico, generalmente importante y a la vez prolongado en el
tiempo, que origina un espacio de acomodación en el que se van depositando gran
cantidad de sedimentos. Las etapas iniciales de la formación de una cuenca sedimentaria
se producen durante el estiramiento y fracturación distensiva de la litosfera lo
que da lugar al hundimiento relativo de bloques y la formación de las fosas
subsidentes. En una fase posterior el estiramiento litosférico provoca la formación
de un nuevo océano y continua el hundimiento de la litosfera del margen continental
a causa del aumento de la densidad producido por el enfriamiento causado por el
alejamiento progresivo de la dorsal. Hay una subsidencia añadida causada por la
sobrecarga sedimentaria. El tamaño de las cuencas sedimentarias también depende
de las variaciones de nivel del mar, así serán mayores durante los momentos de
ascenso del nivel marino y menores con las caídas del mismo (S. Robles et al 2.014).
La Cuenca Vasco-Cantábrica (CVC)
presenta un proceso evolutivo muy prolongado en el tiempo, su comienzo tuvo
lugar hace 250 Ma durante el Pérmico superior, y que se extendió hasta el
Mioceno con la formación de diferentes tipos de cuencas que variaron en el
tiempo según su evolución tectónica. Acontecieron dos esfuerzos dominantes: una fase extensiva y una fase compresiva con
distintas con etapas, por ejemplo para la fase extensiva se definen las
siguientes etapas: rift triásico, inter-rift, rift del Golfo de Bizkaia y
margen continental pasivo. Para la fase compresiva se han diferenciado etapas
de margen continental activo, la etapa en la que se genera una cuenca remanente
que evoluciona a una cuenca de antepaís y la etapa en la que se desarrollan las
cuencas intramontañosas (S.Robles et al, 2014).
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| Bloque diagrama con la reconstrucción geológica del limite de las Cuencas Vasco-cantábrica y la situación de la cuenca terciaria de Miranda (Pujalte et al 2002). |
En la siguiente figura se puede ver un esquema de la situación de la Cuenca Vasco cantábrica (CVC) en relación con otras cuencas del norte de la Península Ibérica y su división según las principales estructuras en (Vera, 2004):
-Arco Vasco, incluyendo el Macizo Paleozoico Vasco.
-Surco Navarro-Cantábro, con las cuencas terciarias de Villarcayo y Miranda.
-Plataforma Norcastellana.
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| Figura nº 10: Situación de la CVC en la parte septentrional de la Península Ibérica, sus limites y subdivisión en tres zonas: Arco Vasco, Surco Navarro-Cántabro y Plataforma Norcastellana. |
TECTONICA LOCAL.
El Diapiro de Añana se localiza en el denominado “Surco Navarro-Alavés” de la Cuenca Vasco Cantábrica. El “Surco Navarro-Alavés” limita al norte con el Anticlinal de Bilbao y el Arco Vasco, al Sur con la Banda Plegada de Tesla y por medio del Frente Cabalgante de la Sierra de Cantabria - Montes Obarenes con la Cuenca del Ebro-Duero. Como su nombre indica es una zona de fuerte subsidencia con facies de plataforma marina externa o abierta. Una de las características distintivas de la Cuenca Vasco-Cantábrica es la existencia de una tectónica salina activa con presencia de numerosas estructuras diapíricas circulares que han llegado a perforar las series superiores hasta aflorar en superficie. El movimiento de la sal se ha producido, principalmente, a lo largo del Cretácico inferior, siendo evidente como la distribución de la sal, condicionó la sedimentación a lo largo de la cuenca.
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| Figura nº 11: Esquema geológico con la localización del Diapiro de Añana. |
Mas concretamente el Diapiro de Añana se encuentra en la Depresión de Miranda-Treviño. En la siguiente figura se puede ver el mapa estructural esquemático de la zona (IGME) con las principales estructuras tectónicas:
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| Figura nº 12: Mapa estructural del MAGNA (IGME) con las principales estructuras tectónicas. |
El diapiro de Añana atraviesa una gran estructura: el Sinclinal de Miranda –Treviño de dirección E-W, 60 kilómetros de longitud y 20 kilómetros de anchura. Se trata de una estructura asimétrica muy laxa, con un flanco sur de buzamientos suaves (5-10º) y un flanco norte con mayores inclinaciones (10-20º). El pliegue está desarrollado en materiales miocenos más antiguos en el flanco septentrional y más moderno en el meridional que cambian lateralmente de facies de norte a sur.
En la siguiente figura se puede ver el perfil geológico del diapiro de Añana levantado por el Ente Vasco de la Energía que, pese a ser erróneo, es una aproximación a la estructura del diapiro.
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| Figura nº 13. |
ESTRATIGRAFIA.
En el País Vasco aflora una serie estratigráfica que abarca desde el Carbonífero (Westphaliense) al Plioceno encontrándose depósitos del Pérmico, Triásico, Jurásico, Cretácico y Neógenos (Paleoceno-Mioceno) tal como se puede ver en la siguiente columna cronoestratigráfica realizada por el Ente Hidrocarburos de Euskadi:
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| Figura nº 14: Columna litoestratigráfica sintética de la Cuenca Vasco-cantábrica (CVC): |
Los materiales más antiguos de la CVC corresponden al Paleozoico (ciclo Varisco) y afloran en su borde oriental en el Macizo de Cinco Villas, además de en otros pequeños afloramientos asociados a la falla de Leiza (Arco Vasco). Se trata de una serie pizarrosa de edad devónica-carbonífera, orientadas según directrices E-O, con grado de metamorfismo bajo. En el borde norte del macizo se encuentra el “stock” granítico de Peña de Aia que produce un abombamiento en el encajante y genera una amplia aureola de metamorfismo de contacto. La sedimentación de esta sucesión esquistosa se produjo en un medio marino de cierta profundidad y está relacionada con las facies turbiditicas de Asturias, Castellón y Catalanas.
El ciclo de deformación varisco viene marcado por procesos de plegamiento, metamórficos e ígneos que se iniciaron en el Devónico Superior-Carbonífero inferior. Posteriormente el orógeno se fracturo desarrollándose una amplia red de fallas que, posteriormente, durante el Ciclo Alpino, controlarán la ubicación de las cuencas mesozoicas y terciarias y su evolución. A finales del Carbonífero (Westphaliense) se produce la emersión de estos macizos paleozoicos y el final de la etapa orogénica. A partir de este momento (Westphaliense-Estefaniense) comienza el desmantelamiento erosivo de estos relieves, que terminaran convirtiéndose en penillanuras, y la consiguiente sedimentación del Trías Germánico con las series clásticas del Buntsandstein formadas por una Unidad Basal de 40 metros de conglomerados silíceos (pudingas) de muy semejantes a la Formación Boniches de la Cordillera Ibérica y con una edad, determinada palinológicamente, Anisiense Inferior-Medio. Sobre estas pudingas se desarrolla una Unidad de areniscas rojas cuarcíticas, semejantes a las de la ibérica Formación Areniscas del Cañizar, de 200 metros de espesor que encima lleva una Unidad de conglomerados, areniscas y lutitas similar a la Formación Eslida. El final de la sedimentación en facies Bunt lo marca una Unidad de lutitas similar a la Facies Röt ibérica.
En las Sierras marginales pirenaicas se ha estudiado un Keuper en el que se han diferenciado tres unidades; directamente sobre los carbonatos del Muschelkalk se sitúa la Formación Yesos de Canelles con un espesor de 30 a 40 metros y formada alternancia cíclicas de carbonatos yesíferos con estructuras de corriente, yesos blancos laminados con arcillas y carbonatos. Esta formación es equivalente a la Formación Jarafuel (K1) del Keuper Ibérico. Sobre esta formación y de forma neta se sitúan arcillas rojas con yesos que llegan a alcanzar los 400 metros de grosor: la Formación Yesos de Boix. Las sales que constituyen los diapiros del País vasco pertenecen a esta formación que sería correlacionable con la Formación Arcillas yesíferas de Quesa (K4) de la Ibérica. A la unidad superior o Formación Arcillas y carbonatos de Les Avellanes se pasa mediante un tramo de 40 metros de arcillas versicolores, y está formada por 60 metros de arcillas grises-verdosas con capas de dolomías laminadas y oolíticas que pasan a arcillas verdosas y calizas ocres laminadas.
Los materiales más antiguos que afloran en el Surco Navarro-cántabro, son de edad triásica y corresponden a los numerosos diapiros que hay en la zona, se trata de arcillas abigarradas (rojas, violáceas y verdosas) con intercalaciones yesíferas que en algunas zonas han permitido su aprovechamiento minero (por ej. Mina Roberto en Paul en la siguiente figura) que corresponderían a los Yesos de Boix o K4.
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| Figura nº 15: Galerías de entrada y salida de la Mina Roberto (Paul) que explotaba un nivel bastante grueso y continuo de yesos enclavado dentro de las arcillas rojas del Keuper ( K4) |
Durante el Jurásico continúo la tendencia transgresiva iniciada en el Triásico. En el Lías y Dogger la Cuenca Vasco-cantábrica (CVC) forma parte de un extenso mar somero, quedando limitada por los macizos Ibérico al Sur y el Armoricano al Norte y en una posición intermedia entre los dominios del Tethys y Boreal y se depositó una potente unidad de carbonatos con escasos siliciclastos. La sedimentación de esta unidad tuvo lugar en un contexto tectónico relativamente tranquilo (etapa inter-rift) aunque con una importante subsidencia diferencial relacionada con la reactivación de fallas extensionales del sustrato.
En la CVC estos materiales están representados por carniolas formadas por dolomías vacuolares corresponden al denominado “infralias” y aparecen como masas más o menos grandes de rocas porosas de color oscuro que en Añana presentan abundantes fragmentos de lamelibranquios (ostreidos). Corresponderían a la Formación Carniolas de Cortes de Tajuña de edad Rhetiense-Hettangiense, aunque en esta formación nunca se ha mencionado la presencia de fósiles.
A partir del Dogger la cuenca sufrió una regresión con emersión y erosión subaérea muy importante, que avanzó de oeste a este, desde el tránsito Dogger-Malm en Asturias hasta alcanzar el extremo oriental de la cuenca Vasco-Cantábrica en el Malm superior.
Englobadas en las arcillas además de carniolas también aparecen enclaves ofíticos que constituyen relieves positivos que sobresalen entre los más blandos materiales arcillosos (Castro, Sorno, La Cruz,….). Las ofitas se presentan como masas más o menos grandes de rocas subvolcánicas de color verde y textura ofítica formadas principalmente por piroxenos y plagioclasas.
La masa diapírica de Añana se intruye en los terrenos terciarios que constituyen el núcleo del Sinclinal de Miranda de Ebro. Este Terciario esta formado por 150 metros de conglomerados masivos de cantos calcáreos redondeados con matriz arenosa y cemento calcáreo con intercalaciones de areniscas arcillosas y arcillas rojas más abundantes hacia arriba, estos conglomerados se apoyan discordantemente sobre terrenos cretácicos. En las inmediaciones del diapiro aparecen unos conglomerados de cantos rojizos que pasan lateralmente a arenas limolíticas, margas arenosas, calizas arenosas, areniscas calcáreas y arcillas. Los depósitos presentan cambios laterales de unos a otros cambios inducidos por efecto del diapirismo. La edad de estos terrenos es Mioceno Inferior (Aquitaniense-Burdigaliense).
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| Figura nº 16: Columna estratigráfica del Terciario de la zona de Añana según el MAGNA. Se observa la complejidad de estos terrenos en gran parte debida al efecto producido por la intrusión de las evaporitas triásicas. |
A 5 kilómetros al Este del diapiro de Añana se realizó una prospección petrolífera profunda (4.108 metros) en la que se encontró la siguiente columna estratigráfica:
-580 metros: arcillas, areniscas, margas y calizas con algún tramo de conglomerados hacia la base (Aquitaniense-Vindoboniense inferior).
-297 metros: Conglomerados y arcillas (Aquitaniense-Vindoboniense inferior).
-488 metros: Calizas, margas y areniscas del Campaniense (¿)-Santoniense.
-860 metros: Calizas y margas (Santoniense inferior-Coniaciense medio).
-720 metros: Margas y calizas (Coniaciense).
-365 metros: Calizas y margas (Coniaciense inferior-Turoniense medio).
-266 metros: Margas y calizas (Turoniense inferior).
-532 metros: Areniscas, arcillas, margas y calizas (Cenomaniense).
A continuación se describirán de manera detallada los materiales que componen el diario propiamente dicho.
KEUPER:
El Keuper es el tercer y último piso del Periodo Triásico duro 36 millones de años terminando con el inicio del Jurásico hace 201 millones de años. El Keuper se divide en tres edades: Carniense, Noriense y Rhaetiense.
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| Figura nº 17: Cronología del Pérmico Triásico y Jurásico. |
En Europa Occidental (incluida la Península Ibérica) el Triásico se ha subdividido en una trilogía clásica a saber: Buntsandtein o areniscas rojas, Muschelkalk o calizas conchíferas y Keuper o arcillas con yesos.
La Facies Keuper se caracteriza por presentar depósitos de tipo evaporítico (arcillas, sales, anhidritas y yesos) que su localizan a lo largo y ancho de toda Europa Occidental que en esa época estaba situada en el borde occidental del Mar de Tethys. El Triásico de esta zona se incluye dentro del Triásico Ibérico tal como se puede ver en la siguiente figura. Este Triásico se caracteriza por presentar un nivel de carbonatos ladinienses, situados sobre el Buntsandtein, se localiza en el NW de la Ibérica, el Prebético y los Pirineos.
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| Figura nº 18: Situación del diapirismo alavés (circulo rojo) dentro de la zonificación del Trías en la Península Ibérica. |
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| Figura nº 19: Columna Keuper. |
Se trata de un conjunto arcillo-yesífero de tonos rojos dominantes y aspecto caótico por la practica ausencia de estratificación y la halocinesis, abundan los yesos pero la presencia de arcillas impide su explotación minera. En esta Formación es donde aparecen la mayor cantidad y mejores cristales de jacintos de Compostela y aragonitos de gran tamaño (Villargordo del Cabriel) exclusivos de esta Formación. En Álava se encuentran muchos ejemplares de este tipo de cuarzo hematoideo como el que se puede ver en la siguiente fotografía.
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| Figura nº 20: Cuarzo hetatoideo bipiramidado (Jacinto de Compostela) en una matriz de yeso rojo. Museo de Ciencias Naturales de Alava. |
Los yesos de esta Formación presentan 4 tipos de texturas:
-Travecular fibrosa: es la más característica de la Formación y está compuesta por vetas milimétricas y centimétricas de yeso fibroso blanco con las fibras transversales al plano de la veta, las fibras cruzan las masas arcillosas en todas las direcciones. En la siguiente fotografía se puede ver una masa de yesos blanco con cuarzos bipiramidados blancos en tres arcillas rojas, una litología muy común en esta Formación.
-Nodular: los yesos, de color blanco o rosado, aparecen como nódulos aislados en racimos. Suelen presentar una superficie teñida de rojo por una película de arcillas rojas y abundantes cristales bipiramidados de cuarzos blancos y rojos de pequeños tamaño.
-Masiva: el yeso aparece entre las arcillas como una masa sacaroidea blanca.
-Hematoidea: son muy característico de esta Formación y están formados por yesos nodulares o estratiformes rojos con grandes cristales en láminas que incluyen jacintos de Compostela rojos de gran tamaño (+2 cmts). De este tipo se pueden ver en el Diapiro de Añana.
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| Figura nº 21: Yesos fibrosos hematoideos con jacintos de Compostela. Una facies muy típica de la Formación Arcillas yesiferas de Quesa (K4). |
La serie tipo se ha levantado en Quesa (Valencia) en la carretera a Bicorp y está compuesta por arcillas rojas (montmorillonita y clorita) con yesos nodulares, masivos, fibrosos y hematoideos, casi nunca explotables. La característica principal de la formación son las arcillas rojas con un entramado denso de yesos fibrosos con abundantes jacintos de Compostela y aragonitos.
En el Sector Manchego de la Cadena Ibérica la Unidad K4 y unidades equivalentes presentan espesores de hasta 550 metros y lleva intercaladas capas de sal. En las Sierras Exteriores de la Cuenca Pirenaica puede llegar a alcanzar los 430 metros. También ampliamente distribuida en todo el territorio de Levante (Provincias de Teruel, Castellón, Valencia, Alicante y Murcia) con espesores de 20 a 150 metros.
En los sondeos profundos realizados en La Mancha y Valencia (Suarez 2007) esta Unidad aparece como un grueso intervalo evaporítico que suele ser de color rojizo y que se diferencia de la Unidad K1 en su mayor contenido en anhidrita. Su espesor varía de 40 a 550 metros. La Formación está descrita como arcilla, principalmente roja, y también verde y gris, con niveles de anhidrita, blanca, gris y rojiza, bien estratificada o nodular, y halita, blanca a rosada, y frecuentes cristales bipiramidales de cuarzo tipo jacintos de Compostela. La sal alterna con lutitas en pequeños ciclos constituidos por bandas de halita con interestratos más o menos gruesos de arcillas rojas y/o grises.
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| Figura nº 22: Arcillas rojas con capas de yesos en las Salinas de Añana (Álava) |
La unidad K4 fue subdividida por Suárez (2007) en base a los datos (muestras y diagrafías de sondeos) en tres subunidades: una subunidad basal (K4a) muy arcillosa y una subunidad superior (K4c), formadas por capas de arcillas y capas de anhidrita (sin halita) en secuencias evaporíticas del tipo “evaporating upwards”; entre ambos hay una subunidad intermedia (K4b) también dispuesta en secuencias típicas de “evaporating upwards”, compuestas de lutitas y halita, con capas de dolomita y anhidrita subordinadas o ausentes. En esta subunidad se han identificado hasta siete niveles de sal correlativos. Las tres subunidades muestran ciclos en escala métrica y escala decámétrica, siendo ciclos de arcilla-halita en la subunidad K4a y ciclos de arcilla-anhidrita en las otras dos subunidades.
El contacto de esta formación con la infrayacente (K3) es muy neto mientras que el paso a la formación suprayacente (K5) es gradual. El ambiente de formación de esta unidad corresponde a depósitos de llanura lutítica distal con desarrollo de sabkhas y lagunas salinas complejas tal como se puede apreciar en la siguiente figura.
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| Figura nº 23: Bloque diagrama con los ambientes de sedimentación de la Unidad K4 (Arcillas yesíferas de Quesa): Salina de arcillas y yesos, salinas de yesos y arcillas, sabkha arcillosa y lagunas con precipitación de halita. |
En Añana aparte del Keuper, los materiales más antiguos que llegan a aflorar corresponden al Cretácico inferior sin que llegue a aflorar el Jurásico, sin embargo, su existencia en profundidad esta atestiguada por la presencia de grandes bloques de carniolas arrastrados a la superficie entre las arcillas evaporíticas.
El inicio del Jurásico (transito Rhetiense-Hettangiense) se presenta muy complicado por la variabilidad lateral y vertical de las formaciones que lo componen (Imón-Isabena, Cortes de Tajuña-Leceña y Cuevas Labradas) y por su naturaleza dolomítica y evaporítica. El límite Rhetiense-Hettangisnse se sitúa en el techo de la Formación Imón mientras que el límite Sinemurense – Pliensbachiense se sitúa dentro de la Formación Cuevas Labradas. Para su estudio A.P. Bordonaba y M. Aurell (2022) agruparon este conjunto del Jurásico Inferior en tres facies:
Facies A: Yesos y anhidritas con intercalaciones de dolomías. Esta facies corresponde a la F. Lécera (Gómez y Goy, 1998) y pasa lateralmente a la facies de brechas y dolomías masivas oquerosas, presentando grandes variaciones de espesor. En el terreno se trata de yesos grises a blancos, masivos o laminados con intercalaciones métricas de dolomías con laminaciones de algas y calizas margosas tableadas. En profundidad los yesos pasan a anhidritas blancas con laminaciones. La asociación de dolomías y evaporitas es muy frecuente en las llanuras supramareales áridas, sometidas a una intensa evaporación y a fluctuaciones del nivel del mar. El medio sedimentario correspondería a una sebja costera con influencia marina.
Facies B: Colapso-Brechas. Se trata de brechas de clastos dolomíticos y/o evaporíticos que pueden presentar grosores de hasta 50 metros. Las brechas con clastos evaporíticos están formadas por clastos angulosos, centimétricos de dolomías (dolomicritas o doloesparitas), yesos o anhidritas parcial o totalmente disueltos que dan origen a una porosidad móldica. La matriz puede ser calcítica, dolomítica y evaporítica. Las brechas de clastos dolomíticos, con grosores de hasta 75 metros, están formadas por masas caóticas de brechas monogénicas, mal clasificadas, con clastos centimétricos, angulosos, de dolomías (dolomicritas y doloesparitas). Los clastos están englobados en una matriz blanca o gris, generalmente dolomítica, aunque puede ser calcítica o margosa. El paso entre ambas subfacies es gradual. Esta facies se depositaria en condiciones supramareales en una llanura de mareas árida en la que se formarían depósitos de evaporitas con intercalaciones de fango carbonatado. Las aguas meteóricas ocasionarían la disolución de las evaporitas y a la formación de las colapso-brechas.
Facies C: Dolomías masivas oquerosas. Aparecen en forma de bancos muy potentes en la parte superior de la Formación Cortes de Tajuña y en la parte basal de la Formación Cuevas Labradas con espesores muy variables. Litológicamente son dolomicroesparitas y doloesparitas de colores rojizos con una elevada porosidad con huecos de milimétricos a centimétricos, asociada a fenómenos de recristalización y disolución de las evaporitas. Estas evaporitas, en origen, representarían cerca de un 10% del volumen de la roca. Esta facies se depositaria en una llanura de mareas árida con mayor influencia marina. La porosidad se originaria por el lavado de los componentes más solubles en ambientes de depósito o diagenéticos tempranos con procesos de dolomitización.
En la siguiente figura se puede el modelo de deposito de estas facies:
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| Figura nº 24: Distribución de Facies del Jurásico Inferior. |
FORMACION CORTES DE TAJUÑA (ZONA DE LA ANHIDRITA).
Se trata de una unidad constituida por carbonatos masivos, carniolas (dolomías oquerosas) y brechas dolomíticas y calcáreas con margas y evaporitas. Estos materiales se depositaron en ambientes costeros o marinos someros y al tratarse de una unidad sintectónica depositada en una zona de bloques hundidos y levantados controlados por una tectónica distensiva, presentan un espesor muy variable de 0 a 300 metros y grandes cambios de facies que pueden presentar acumulaciones locales de evaporitas (F. Lécera). Generalmente se sitúa de forma concordante sobre la Formación Imón pero también puede presentarse discordante sobre el Trías.
En el Diapiro de Añana aparecen grandes bloques de carniolas grises englobados dentro de las arcillas evaporíticas. Estos bloques han debido ser arrancados en zonas profundas y arrastrados a la superficie durante el ascenso del diapiro.
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| Figura nº 25: Gran bloque de carniolas entre las arcillas evaporíticas. |
El contenido paleontológico de la Formación es nulo, aunque en los bloques que afloran en el diapiro de Añana se pueden ver carniolas con abundantes restos de conchas de lamelibranquios de concha gruesa. Este contenido fosilífero es muy raro pero se menciona en la bibliografía consultada, que indica la presencia de conchas gruesas en las carniolas. Personalmente nunca había visto restos fósiles en las carniolas del Lías
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| Figura nº 26: Carniolas con abundantes restos de lamelibranquios. Diapiro de Añana (Älava). |
Pérez-Lorente y Romero Molina (2000) en su estudio de la Sierra de la Demanda agruparon la Formación Imón, La Formación Cortes de Tajuña y la Formación Cuevas Labradas en la que denominaron “barra del Lías” cuya edad abarca desde el Retiense al Sinemuriense.
Los enormes espesores que pueden alcanzar las evaporitas triásicas en esta zona se puede comprobar en la columna del Sondeo Treviño 4 (Treviño; Burgos) de 4.215 metros de profundidad que corto una serie compuesta por 375 metros de margas terciarias, 835 metros de areniscas albienses, 735 metros de arcillas, sal y yesos (Keuper?), 130 metros de areniscas albienses, 380 metros de carbonatos jurásicos (Oxfordiense-Pliensbachiense), 1.125 metros de sal, arcillas y yesos (Keuper?), 45 metros de dolomías arcillosas y oolíticas del Lías y 590 metros de arcillas, yesos y sal del Keuper. Como se puede ver este sondeo alcanzo tres veces el Keuper: entre los 1.210 y los 1.945 metros, entre los 2.455 y los 3.580 metros y finalmente entre los 3.625 y los 4.215 metros. Se trata, pues, de una columna muy compleja que quedaría simplificada si se considera que los 45 metros de dolomías liásicas que hay entre los dos grandes tramos evaporíticos de la parte inferior, pudieran corresponder a un gran bloque arrastrado. Si suponemos esto último el espesor de Keuper atravesado en el sondeo seria de 1.760 metros en la parte inferior y de 1.125 metros en la parte superior del mismo, lo que da una idea de la acumulación de evaporitas que puede ocasionar el diapirismo de esta zona.
DIAPIRISMO.
Los diapiros presentan formas muy variadas pudiendo ser tabulares, cilíndricos, con formas de hongo o de gota y pueden alcanzar tamaños kilométricos. En la Comunidad Valenciana se presentan como bandas diapíricas que pueden longitudes kilométricas y centenares de metros de anchura.
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| Figura nº 27: Domo diapirico atravesando una serie sedimentaria a la que deforma. Se observa que los domos salinos funcionan como trampas de petróleo y por ello han sido estudiados en profundidad en muchos yacimientos petrolíferos. |
Geológicamente el diapírismo es un fenómeno muy complejo y en el pueden distinguir;
-Halocinésis, es la deformación salina inducida por la apertura de caminos para la ascensión de la sal por simples diferencias de carga sobre una capa salina, o entre la cresta y los flancos de un domo o extrusión.
-Halotectónica, es la deformación salina provocada por una tectónica extensiva o compresiva; en estos últimos casos se habla de diapirismo reactivo y de diapirismo contractivo.
En pocos años se ha pasado de una hipótesis basada en la diferencia de densidad entre la sal y su cobertera, a una concepción en la que el motor se basa en el espacio y las diferencias de carga creadas por encima de la sal, bien sea por procesos tectónicos o sedimentarios.
La sal, que se comporta como un fluido viscoso, iniciará su ascensión (diapiric rise) si hay diferencias de presión sobre ella y si hay un espacio abierto y próximo a su techo, hacia donde fluir. La nueva concepción implica dos hechos:
1) La deformación salina suele ser muy temprana (fase de halocínesis), pues bastan decenas de metros de diferencia de espesor en el sedimento supra-salino para desencadenar el movimiento.
2) Que por el contrario, si no hay una creación de espacio, diferentes presiones de confinamiento y una compresión-distensión tectónica, aunque sea mínima, cientos de metros de cobertera supra-salina son incapaces de iniciar el movimiento de la sal.
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| Vista del diapiro con las terrazas que sostienen las eras de evaporación en la ladera. |
El inicio del movimiento salino se atribuye a un proceso de halocínesis pura o a un proceso en el que la sal se desestabiliza porque la tectónica o la sedimentación crean respectivamente diferenciaciones en el pre- o post-salino. Según Jackson et al 1986; 1998 y 2007 se pueden distinguir tres estadios sucesivos en el tiempo dentro del proceso diapírico:
1) Diapirismo reactivo, se produce como respuesta a una extensión tectónica que ocasiona el adelgazamiento y debilidad de la cobertera supra-salina. Ésta puede ser simétrica si se produce por la apertura de una fosa o asimétrica cuando se produce por una sola falla.
2) Diapirismo activo, se produce cuando la sobrecarga es mucho mayor en los flancos del diapiro que sobre la cresta. El proceso no requiere extensión tectónica y la halocínesis es continua por el simple hecho de que el ascenso salino produce un alto con surcos sedimentarios anexos.
3) Diapirismo pasivo, cuando el diapiro alcanza la superficie y asciende al mismo ritmo que crece la sedimentación en las sinformas periféricas de su entorno próximo.
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| Gráfico con los distintos tipos de diapirismo. |
Parece evidente que las cosas no son tan fáciles y ordenadas, pues en la historia de una cuenca sedimentaria, se suceden fases de cierta calma, fases de extensión y fases de compresión, y lo que es aún más complicado; la extensión y compresión pueden ocurrir a la vez cuando el despegue extensional se realiza sobre la sal, mecanismo de creación de los llamados cabalgamientos de pie de talud o “toe thrust” donde se acorta lo extendido por las fallas de crecimiento del margen.
La literatura anglosajona utiliza muchas nomenclaturas relativas a geometrías de génesis salina (p.ej. rollers (crestas diapíricas ), rafts (masas diapíricas), turtle backs (caparazones diapíricos), mocks (¿) y salt scar o salt welds (colapsos salinos).
Observaciones sobre diapirismo.
– La capacidad de flujo de las capas salinas se alcanza en etapas muy tempranas, con la cobertera aún sin compactar. La anisotropía de la cobertera, usual motor del flujo, ocasionará que este y la actividad diapírica por él causada, no sean isócronas en la cuenca.
– Los colapsos salinos, ya sean verticales (salt scars) u horizontales (salt windows o salt welds) originarán cierres en las vías de alimentación-migración salina, y ello implicará que unas formas se aborten cuando dejen de ser alimentadas en sal y otras continúen el proceso halocinético.
– La deformación salina es un proceso continuo que ocasiona el cambio progresivo de unas geometrías salinas a otras, siempre y cuando no se colapsen las vías de migración o flujo salino. Es decir, solo los pequeños volúmenes de sal con vías de alimentación cerradas prematuramente, constituirán estructuras incapaces de evolucionar por procesos puramente halocinéticos. Ahora bien, un nuevo acortamiento tectónico, puede reactivar el proceso. Este es el probable origen de muchos anticlinales con núcleo diapírico.
– Halocínesis y halotectónica son procesos que promueven modificaciones estructurales en el entorno sedimentario de la sal. La adaptación, relleno o colapso de la cobertera post-salina al espacio o volumen sedimentario, agregado o sustraído por los cambios de morfología de las masas salinas, provocarán notables cambios estructurales en la cobertera supra-salina.
– Un diapiro como el de Añana significa que un considerable volumen de sal tuvo que migrar desde un entorno próximo y sin que se colapsasen las vías de migración; por lo que capas de sal delgadas, no pueden generar este tipo de diapiros.
– La ascensión salina incorpora fragmentos de cobertera suprasalina y cuando estas mezclas de solubles e insolubles alcanzan la superficie, sus materiales son incorporados al medio sedimentario de su entorno. Si el diapiro es submarino, la dinámica marina, contaminará extensas superficies sedimentarias. Éste es el origen de los cantos blandos, de los olistolitos de pequeño tamaño y de las láminas estratificadas de materiales triásicos que contienen muchos enclaves.
– El cambio de geometría de la sal es independiente del tipo de contacto entre la sal y el sedimento de su entorno (estratigráfico o mecánico, sea este extruido o por falla). Los contactos por falla originales de las estructuras tipo roller o raft pueden sufrir un cambio de pendiente o “curvatura díapírica”. Este proceso es el que origina, fallas normales con plano buzando hacia el bloque hundido, fallas normales con apariencia de inversas, frecuentes en las cartografías geológicas.
– Los rollers y rafts son largas crestas que independizan masas salinas nacidas por fallas de alto y bajo ángulo, que son alimentadas por flujos salinos tanto perpendiculares como paralelos a sus fallas límite. La migración salina paralela a la falla límite es el motivo por el que muchos diapiros se sitúan en un extremo de estas fallas extensionales, que es generalmente el que menor sobrecarga regional soporta.
– La compresión miocena reactivó o colapsó ciertas formas diapíricas, motivo por el que la interpretación de la geometría de la sal y su cobertera, en un tiempo pre-tectónico, es problemática.
En la CVC hay al menos 20 afloramientos diapiros que se disponen siguiendo unas direcciones dominantes; NW-SE y NE-SW, coincidentes con la direcciones de las fracturas del zócalo paleozoico. En algunas zonas como la comarca de los Valles Alaveses aparecen muchos diapiros muy próximos entre si (por ejemplo: Murgia, Orduña, Mena, Pienza,…) algunos de ellos intruidos en terrenos cretácicos y todos ellos constituidos por materiales del Keuper formados por halitas con arcillas, anhidritas y yesos. Las halitas no se observan en superficie por disolución pero la presencia de manantiales clorurados sódicos son indicativas, junto a los sondeos profundos, de su existencia en profundidad. En todos ellos aparecen bloques más o menos grandes de dolomías, ofitas, areniscas rojas y calizas.
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| Figura nº 28: Conjunto de diapiros muy próximos entre si en los Valles Alaveses. La Depresión Miranda-Treviño estaría originada por la migración profunda de sal necesaria para la formación de los diapiros. |
Esta coincidencia es debida a la interconexión existente entre las fracturas del zócalo paleozoico, la distribución de cargas y compactaciones diferenciales del relleno sedimentario y al diapirismo. La reactivación durante los movimientos Neokimméricos de las fallas de zócalo dio origen a fosas o semifosas tectónicas en las que se acumularon grandes cantidades de sedimentos que provocaron una carga diferencial sobre la capa plástica (Keuper), que comenzó a fluir en distintos puntos a lo largo del muro de la falla. El ascenso del material plástico (arcillas evaporíticas del Keuper) se produjo a través de fracturas localizadas en la vertical del diapiro que sirvieron de vía de ascenso de estos materiales. Las cargas diferenciales asociadas a la acumulación de sedimentos proporcionan la energía potencial necesaria para continuar el movimiento halocinético.
Uno de los factores determinantes del diapirismo (Warren 1999) es la distribución de las cargas diferenciales, el otro factor es la existencia de un régimen distensivo que da lugar a la rotura de la cobertera sedimentaria que se sitúa sobre las evaporitas, la conjunción de ambos factores permite el movimiento de las evaporitas por halocinesis y su intrusión a favor de las fracturas preexistentes.
En la CVC la halocinesis se inició con la activación de las grandes fallas variscas del zócalo durante el rifting del Jurásico Superior-Cretácico Inferior lo que permitió la sedimentación de las potentes series sedimentarias entre el Albiense Inferior y Superior y una importante carga sedimentaria sobre los depósitos más profundos. Esta tectónica salina persistió en la CVC durante el Cretácico Superior. En el Surco Navarro-cántabro (Cubeta Alavesa), el diapirismo se inició coincidiendo con la deposición de las potentes series del Aptiense, Albiense y Cenomaniense (facies Urgonianas y Supraurgonianas) sobre unas gruesas series salinas. Los diapiros de la CVC se inician por flujos halocinéticos laterales, gravitacionales, con una geometría en cuña, con potencias crecientes pendiente abajo. En la parte alta se generan bloques basculantes, fallas lístricas y sistemas de roll así como diapiros extensivos y en la baja pliegues y fallas inversas. En las etapas finales se produce el estrangulamiento de los diapiros.
El aspecto original de los diapiros en la CVC fue alterado por la compresión alpina, que reactivó todas las estructuras salinas. En los diapiros del interior de la Cubeta Alavesa también son reactivados pero sus estructuras originales sufren pocas modificaciones.
El Diapiro de Añana es una estructura con una forma típica de hongo cuya extrusión produce la deformación de los materiales terciarios de sus bordes lo que junto a la presencia de cantos triásicos dentro de los sedimentos que lo rodean indican que se formó durante el terciario, aunque el proceso de migración de la sal comenzó en el Cretácico durante los movimientos Neokimmericos y continuo hasta el Neógeno como se puede deducir de la inversión del buzamiento de algunas formaciones.
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| Figura nº 29: Cresta de conglomerados oligocenos con fuertes buzamientos debidos al empuje ocasionado por la intrusión del diapiro. |
En la cartografía el Diapiro de Añana presenta una forma elíptica con unas dimensiones de 5 kilómetros de largo (dirección E-W) y 3 kilómetros de ancho (dirección N-S) en la siguiente figura se puede ver la cartografía geológica detallada del diapiro con sus bloques dolomíticos y oficios:
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| Figura nº 30. Cartografía detallada del Diapiro de Añana. |
Además del perfil erróneo que facilita el Ente Vasco de la Energía en el pagina web (ver figura nº 13) el IGME en la Hoja de Miranda del Ebro de su cartografía MAGNA facilita otro perfil bastante incompleto:
En el Este de la Cordillera Ibérica (Sector Valenciano) se encuentra la otra zona peninsular con un importante diapírismo triásico cuyo control estructural se debe a la presencia de fallas de rumbo profundas de dirección E-W asociadas a otras de dirección N-S correspondientes a antiguas fracturas de zócalo reactivadas durante la Orogenia Alpina. Las direcciones estructurales distensivas ibéricas, catalanas y prebéticas son las responsables de la formación de una red de fosas tectónicas neógenas que favorecieron la formación de áreas diapíricas. Al igual que el CVC en el Rama Castellana de la Cordillera Ibérica el fenómeno del diapírismo se originó durante el rifting Jurásico – Cretácico en las primeras fases de los movimientos alpinos (Fase Neokimméricas) bien como concentraciones en los núcleos de los abombamientos o bien como diferenciación de masas halocinéticas. La actividad intrusiva principal ocurrió entre el Oligoceno (fase principal de compresión Ne-Sw) y el Mioceno superior. Debido a las formas y tamaños de los afloramientos del Triásico Superior en la zona de Levante muchos investigadores han considerado que actividad extrusiva del Trías levantino se debe más a una tectónica inducida por causas estructurales que por causas halocinéticas. En esta zona los diapiros de tendencia circular que pudieran asociarse a movimientos halocinéticos son muy escasos.
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| Figura nº 32: Perfil transversal de la Canal de Navarres (Valencia), una estructura tectónica con salida a la superficie del Keuper tras atravesar la cobertera mesozoica. En el perfil he representado la situación de los posibles sills de rocas sub volcánicas (ofitas), algunos fragmentos de los cuales, junto a fragmentos del Jurásico Inferior e incluso del Muschelkalk son arrastrados a superficie por las arcillas y evaporitas. |
MAGMÁTISMO:
En el País Vasco hay un importante magmatismo que abarca desde el Paleozoico al Cretácico. El mas antiguo es el Plutón Granítico Paleozoico de Peñas de Aya (Carbonífero-Pérmico). Durante el Mesozoico son frecuentes las manifestaciones volcánicas que aparecen en el Pérmico (basaltos) en el Triásico (ofitas) y finalmente en el Cretácico (lavas).
STOCK GRANITICO DE PEÑAS DE AYA.
Este macizo ígneo intruye en el Carbonífero del Macizo de Cinco Villas con una zona interna granítica y una zona externa formada por granitos porfídicos (leucogranitos a gabrodioritas). El plutón presenta una forma ovalada y alargada según una dirección NNE-SSW y tiene unas dimensiones de afloramiento de unos 75 km2, es por tanto un stock. En su parte central se encuentra cortado por la falla de Aritxulegi, de dirección E-O
En este plutón se pueden encontrar distintos tipos de rocas, de básicas a ácidas: gabro, diorita, granodiorita, monzogranito y leucogranito. Las facies presentes se distribuyen en dos grandes unidades, la periférica, más desarrollada al norte, consiste en las rocas más ácidas y está representada principalmente por un granito de grano fino a grueso de color claro, el leucogranito (con algunos enclaves gabrodioríticos). La parte interior, más básica y variada en composiciones está compuesta por tres facies principales: oscura, intermedia y clara, con rocas de tipo gabro, diorita, granodiorita y granito. Se trata de un plutón con zonación inversa, donde las partes más básicas se encuentran en la zona interna del mismo. Las características texturales que se pueden observar en esta parte interna del plutón indica que se ha producido un proceso de mezcla entre dos tipos de magmas de distintas características físico-químicas, uno de tipo básico derivado del manto y otro ácido, derivado de la corteza. La mezcla entre estos dos magmas no es completa (mingling) y como consecuencia se observan formas en pillow de las masas básicas, con bordes crenulados de grano muy fino (bordes enfriados) y enclaves gabrodioríticos de morfología variada. Así mismo, es frecuente encontrar xenocristales de feldespato o cuarzo iguales a los de las facies ácidas dentro de las partes más básicas. A nivel mineralógico también se encuentran texturas características de mezcla de magmas, como son, cuarzos ocelares rodeados de ferromagnesianos, textura rapakiwi y antirapakiwi, etc.
Esta intrusión ígnea ocasiona una aureola de metamorfismo térmico o de contacto, de hasta 100 metros de espesor marcada por la presencia de pizarras moteadas) de la facies de las corneanas.
La edad y condiciones del emplazamiento han estado sujetas a discusión. Según la última datación realizada, basada en la edad radiométrica de U-Pb, el emplazamiento se produjo hace 267 Ma, es decir, en el Pérmico. Las condiciones en las que se produjo el emplazamiento fueron en un contexto de esfuerzos extensionales de dirección NESW, con una velocidad muy baja de extensión como indica la baja deformación que muestra el plutón.
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| Esquema geológico del Plutón granítico de Peñas de Aya. |
La actividad tectónica transcurrente y posteriormente extensional que caracterizo el inicio del ciclo alpino en el área Pirenaica produjo un considerable adelgazamiento de la corteza. A finales del Triásico comenzó la apertura del océano Atlántico lo que ocasiono la fusión parcial del manto litosférico generándose diferentes tipos de magmas. En el área pirenaica, el magmatismo desarrollado en este momento produce rocas alcalinas de composición basáltica y textura dolerítica u “ofitas” que se encuentran desde Lérida hasta Santander. Su afinidad toleítica está definida tanto por su petrología como por la composición geoquímica, lo que permite indicar que los magmas se generaron a partir de niveles con una tasa de fusión elevada, y relativamente altos del manto litosférico. Esta es una característica claramente diferencial, ya que, en otros sectores, los magmatismos desarrollados en edades parecidas tienen una afinidad diferente; por ejemplo: son comunes las rocas basálticas de afinidad alcalina relacionadas con la apertura del Neo-Tethys, aflorantes en Cataluña, en el área del Moncayo, en el sur de Tarragona y en la Sierra de Tramuntana de Mallorca. También son alcalinas las rocas ígneas, intercaladas en la serie del Triásico superior (Keuper), relacionadas con el rifting de la Cuenca Ibérica, emplazadas en varios sectores del sur-sureste de las provincias de Teruel y Castellón. El carácter alcalino de estos magmatismos sugiere un origen a partir de magmas generados con tasas de fusión bajas y en principio a partir de niveles más profundos que los del área pirenaica, compatible con un contexto de adelgazamiento previo de la corteza menor en estos sectores que en la zona pirenaica.
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| Figura nº 33: Bloque de ofitas verdes suelto entre las arcillas rojas del Diapiro de Añana. |
La morfología de los afloramientos es bastante común, en forma de sills, con longitud variable, desde la escala kilométrica a la decamétrica, que se encuentran interestratificados dentro de los sedimentos evaporíticos del Triásico superior en Facies Keuper, sobre los que generó un débil metamorfismo de contacto. El modelo de emplazamiento propuesto implica una inyección lateral del magma a partir de los conductos volcánicos (diques), produciéndose el emplazamiento a favor de la interfase entre los sedimentos evaporíticos poco compactados y plásticos de la Facies Keuper (K4) y los niveles inferiores ya algo litificados. La actuación posterior de esfuerzos compresivos y procesos halocinéticos determinan una fragmentación de los sills en cuerpos aislados con modificación de los contactos iniciales, fragmentación que por otra parte facilitó el desarrollo de alteraciones secundarias a favor de los planos de fracturas.
En los afloramientos mejor conservados, los sills doleríticos presentan a su techo estructuras fluidas, como las formas almohadilladas y otras helicoidales, debidas a la movilidad del magma a favor del plano de contacto entre los sedimentos plásticos (arcillas evaporíticas) poco consolidados, de la encajante Facies Keuper. En la base de los sills, son frecuentes las estructuras de carga. El control estratigráfico marca una edad de emplazamiento en el límite del Trías superior y el pre-Lías inferior, corroborada por la datación absoluta en zircón (199±2 M.a., es decir el límite Triásico- Jurásico) realizada por Rossi et al (2.003).
Además de las morfologías de emplazamiento antes indicadas, este magmatismo desarrolla de una estructura petrológica característica: bordes enfriados de desarrollo centimétrico, caracterizados por una textura de grano fino, que pasa gradual y rápidamente a la facies central. Esta facies central (textura ofítica típica) presenta progresivo aumento en tamaño de grano hacia el interior del afloramiento. Pueden aparecer, de forma aislada, filones pegmatoides donde los cristales de piroxeno y plagioclasa pueden alcanzar dimensiones de hasta 7 centímetros con entrecruzamiento mutuo.
Las ofitas son rocas ígneas subvolcánicas holocristalinas de composición básica y textura ofítica formada por cristales de piroxenos que engloban a cristales tabulares de plagioclasas. Cuando la textura está formada por un entramado de cristales tabulares de plagioclasas con los huecos ocupados por cristales de piroxenos se suele decir que es diabásica. Normalmente son rocas de color oscuro o verdes. Su nombre proviene de que su aspecto recuerda a la piel de algunos ofidios. Comercialmente se les denomina “pórfidos” y por sus propiedades mecánicas y resistencia a la alteración son utilizadas para áridos de carreteras, balastro de vías férreas y adoquines.
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| Figura nº 35: Bloque de ofitas con un marcado color verde por serpentinización. |
Desde el punto de vista de la petrología, su composición es considerablemente homogénea en los distintos afloramientos considerados. La asociación mineral es de un 35-55% de plagioclasa cálcica, 30-45% de piroxeno (augita cálcica y pigeonita características y ocasionalmente ortopiroxeno) y un 2-5% olivino (siempre alterado a clorita o talco). Como minoritarios aparecen el anfíbol, la biotita, el feldespato potásico, el cuarzo y los opacos (magnetita e ilmenita). Los sulfuros son accesorios. En las facies micropegmatíticas (líquido más diferenciado y sin olivino) destacan la plagioclasa sódica y los piroxenos enriquecidos en Fe y una mayor proporción de feldespato potásico, cuarzo, anfíbol, biotita y opacos (ilmenita).
Sus pautas de elementos traza muestran valores relativamente bajos en todo el espectro de elementos, como es característico de los magmas generados en el manto con tasas de fusión elevadas.
En la siguiente figura se puede ver la proyección en un diagrama TAS de la composición química de numerosas muestras de rocas volcánicas triásicas de los Pirineos. Como se puede apreciar las muestras se sitúan en el campo de de los basaltos y de las andesitas basálticas.
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| Figura nº 36. Diagrama TAS. |
Su composición química confirma la afinidad toleítica y su escasa variación composicional, además de su clara distinción respecto a los vulcanismos anteriores en el área como el volcanismo alcalino del Pérmico medio que se sitúa en el campo de los traquibasaltos y traquiandesitas basálticas.
Los análisis isotópicos indican que los magmas triásicos y los magmas pérmicos tienen composiciones similares por lo que el manto afectado por estos procesos de fusión presentaba características similares o era equivalente.
T. Sanz et al (2013) estudian el magmatismo del Triásico Superior del noroeste la Cadena Ibérica en dos sectores: Cameros y Moncayo. Este magmatismo está representado por afloramientos de cuerpos de espesor decamétrico. Este magmatismo se caracteriza por una fuerte alteración (espilitización).
Según estos autores los procesos de interacción reconocidos entre el magma y los sedimentos hospedantes indican que el emplazamiento del magma tuvo lugar durante o poco después de la deposición de la facies de Keuper. La presencia de una unidad de conglomerado superpuesta a los sills en el sector Moncayo que contiene clastos de rocas ígneas similares apoya fuertemente una edad del Triásico Superior para este magmatismo.
El importante espesor de los sills condicionó un lento enfriamiento del magma, desencadenando el metamorfismo de contacto de los sedimentos hospedantes y una diferenciación interna de los cuerpos de magma. Desde los márgenes del afloramiento hacia adentro aparecen: márgenes enfriados, facies central y facies pegmatoides.
Los datos de la geoquímica indican que la fuente de este magmatismo es un manto subcontinental enriquecido que involucra un componente EMORB (enriched mid-ocean ridge basalts), es claramente reconocible el papel de la contaminación de la corteza de la composición de los magmas. Estas características de la fuente discrepan de las reconocidas para otros magmatismos del Triásico Superior en el noreste de Iberia y SE Francia. Por el contrario, rocas similares se encuentran en la Cordillera Bética externa y los Prealpes Brescianos.
En el contexto paleogeográfico de la placa ibérica en el Triásico superior, los afloramientos ubicados en el área de la plataforma interior (Cordilleras Litorales Catalanas y SE de Francia) presentan una fuente relacionada con un manto más profundo (astenosférico) y probablemente una corteza delgada. Por el contrario, los afloramientos ubicados en el área de la plataforma exterior (litoral) (NW Cadena Ibérica, Béticas externas y Prealpes brescianos) se caracterizan por una fuente de manto litosférico menos profunda con contaminación de la corteza.
En la zona de Cameros-Moncayo la parte superior de la facies de Keuper se subdivide en tres partes (inferior, media, superior); los cuerpos magmáticos sólo aparecen en la parte media. La parte inferior es relativamente simple y muestra similares características en ambos sectores. Esta secuencia está formada por unidades de argilitas compactas de color rojo anaranjado, de espesor variable (hasta 20 m), intercaladas con limolitas y lechos de dolomita-caliza de escala cm de espesor. La parte media está formada por una secuencia magmático-sedimentaria formada por varias capas ígneas emplazadas en argilitas. El grosor de esta parte aumenta del SE (5-50 m en el sector Moncayo) al NW (30-100 m en el sector Cameros). En el sector del Moncayo solo se reconoce una unidad ígnea, mientras que en el sector de Cameros afloran varias de estas unidades ígneas.
La parte superior muestra marcadas diferencias en los dos sectores estudiados. En el sector Cameros generalmente está formado por una secuencia relativamente delgada (1 a 7 m) de unidades de margas-argilitas a margas y dolomías-calizas. En el sector Moncayo está compuesto por arcilitas, limolitas y areniscas. Las areniscas consisten en capas de centimétricas a decamétricas, con tamaño de grano de fino a medio y estratificación cruzada planar. Dentro de las arcillitas se reconocen hasta 5 niveles decimétricas de conglomerado. Estos conglomerados incluyen clastos heterométricos angulares a subredondeados de rocas ígneas, dolomitas, argilitas y cuarcitas, que muestran una textura granular y disminución del tamaño de grano. Los clastos de rocas ígneas son petrológicamente similares a los cuerpos ígneos emplazados en la parte media (Lago et al., 1996). En la mayoría de los casos, los niveles de conglomerados muestran geometría de lenticular a tabular con base en forma de canal superficies de dirección principal SW-NE. El espesor de las capas de conglomerados y el tamaño de los clastos disminuye hacia el SE, donde comprende un lecho microconglomerático decimétrico cerca de Arándiga, dentro de lechos margosoargilíticos y dolomíticos centimétricos; en este caso los clastos son homométricos y subredondeados a redondeados en forma. La parte superior de la facies de Keuper en el sector Moncayo alcanza su espesor máximo (12 m).
Por lo que respecta a la Formación Imón, en el sector de Cameros comprende una parte inferior de dolomías grises masivas y una parte superior de brechas de dolomía. En cambio, en el sector del Moncayo va precedido de una secuencia métrica de margas o calizas margosas amarillentas con estratos centimétricos de dolomías macizas. La Formación Imón en ocasiones no está presente y el Jurásico Inferior basal deposita directamente yacen sobre la facies de Keuper.
Los niveles ígneos son de color gris, con una tonalidad púrpura en las zonas más alteradas y los afloramientos de escala cartográficas están orientados de NW-SE. Suelen presentarse concordantes con la estratificación y presentan dos direcciones principales: NNW-SSE y W-ESE. En Cameros los niveles ígneos muestran una forma tabular a irregular con grosores que varían de 2 a 69 metros. El espesor máximo de las rocas ígneas expuestas alcanza hasta 94 m en el parte central del Macizo de Cameros. En el Sector Moncayo el cuerpo ígneo es más delgado (de 0,6 a 38 metros) que en Cameros.
Los contactos entre los cuerpos ígneos y las rocas sedimentarias son generalmente irregulares y caracterizados por una zona de transición de la roca ígnea a la roca sedimentaria. Esta zona está compuesta por rocas ígneas subredondeadas de escala centimétrica entremezcladas con los sedimentos de la roca huésped. Estas estructuras se consideran peperitas según lo definido por White et al. (2000) y Habilidad et al. (2002). Además hay inyecciones de sedimentos y fragmentos centimétricos sin estructura dentro de las intrusiones, cerca a su margen inferior. Además, un contacto de bajo grado metamorfismo ha sido identificado en las rocas huésped sedimentarias en el sector Moncayo (Bastida et al., 1989).
Las vesículas son frecuentes en las rocas ígneas son de forma redondeada o alargada, de tamaño milimétrica a centimétrica y llenos de calcita y cuarzo. En la mayoría casos, se pueden identificar varios niveles ricos en vesículas, orientados paralelos al contacto con la roca huésped.
Los cuerpos ígneos son heterogéneos y normalmente se puede establecer una zonación petrológica desde el margen hasta el centro (M. Lago et al., 1989):
a) facies de margen enfriado,
b) facies central
y c) facies pegmatoide.
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| Zonificación de facies petrográficas en un silo basáltico (Arándiga) (M. Lago et al. 1989) |
La facies del margen enfriado incluye rocas afaníticas de color gris oscuro con niveles comunes ricos en vesículas y xenolitos. La facies central incluye macizos de color gris claro rocas ígneas con fenocristales de tamaño mm no orientados, visible a simple vista; la mayoría son de color negro, cristales de olivino. La facies pegmatoide se desarrolla localmente en las áreas más internas de las intrusiones. Eso consiste en niveles de escala de centimétrica a decimétrica de color gris claro que incluyen cristales más grandes que los de la facies central, que pueden tener centimétricos de diámetro. En el dominio Cameros, la zonación vertical de los cuerpos ígneos no siempre es consistente. Como se explicó anteriormente, la facies de margen enfriado generalmente se ubica en los márgenes y la facies central representa el centro de los cuerpos ígneos. Sin embargo, hemos identificado varios ejemplos donde la secuencia margen enfriado – facies central se repite varias veces, de modo que los márgenes enfriados son también reconocido en el centro de los cuerpos. En otros apartados contactos mecánicos (fallo brechas compuestas de clastos ígneos y de roca huésped) tienen sido identificado entre diferentes zonas de la facies.
El Diapiro de Añana y otros diarios próximos se caracterizan por la gran cantidad de enclaves de ofitas y carniolas que contienen y que como se puede ver en la cartografía geológica de detalle de este diapiro adjunto en la Figura nº 30 llegan a ocupar gran parte de la superficie del mismo. Este hecho es intrigante pues, en otras regiones, normalmente los diapiros no presentan tantos enclaves y en su mayor parte están formados por arcillas y evaporitas. Por ello he revisado la cartografía geológica del IGME (MAGNA) de las zonas del País Vasco donde son mas importantes afloramientos triásicos que se localizan en los alrededores de los Macizos Paleozoicos de Cinco Villas y de Quinto Real en Guipúzcoa y Navarra.
Los terrenos más antiguos que afloran en estos macizos corresponden al Devónico que se divide en dos grupos: el “Grupo Bertiz” en el Macizo de Cinco Villas y el “Grupo Quinto Real” en el Macizo del mismo nombre. Este Devónico está compuesto por una serie de formaciones que abarcan desde el Inferior (Siegeniense) al Superior (Fameniense) y están formadas por pizarras y calizas datadas con braquiópodos.
Sobre el Devónico se sitúa el Carbonífero que presenta facies diferenciadas en ambos macizos. En el Macizo de Cinco Villas el Carbonífero aparece en Facies Culm, pizarras, cuarcitas, grauwackas y liditas algo metamorfizadas y muy replegadas. En el Macizo de Quinto Real el Carbonífero comienza con unas calizas con crinoideos y conodontos del Viseense (Calizas pastel de Zuriáin) sobre las que se sitúan unos esquistos abigarrados con goniatites del Namuriense B que pasan gradualmente a un tramo dolomítico en el que se localizan los yacimientos de magnesita (Formación Asturreta). Sobre este tramo dolomítico se sitúa un grueso paquete (+1.000 mts) de depósitos de facies Culm (Formación Olazar). Estos materiales fueron deformados durante la Fase Asturica de la Orogenia Hercínica con una dirección de plegamiento N-S y una de facturación E-W.
Discordantemente sobre el Whesphaliense se localizan (Ibantelly), en pequeñas cuencas aisladas, depósitos de edad Stephaniense formados por pizarras negras carbonosas y cuarcitas con un espesor total de 25 metros.
Los depósitos permotriásicos se disponen discordantemente y como una aureola alrededor de los macizos paleozoicos llegando a alcanzar los 500 metros de espesor.
El PERMICO.
En la base del conjunto postectónico, descontando el Estefaniense, afloran en pequeños retazos terrenos datados como Pérmico que presentan la siguiente disposición estratigráfica:
MURO. Carbonífero.
-Lentejones de basaltos.
-30 m. Conglomerados poligénicos de cantos rodados y subredondeados que lateralmente se acuñan llegando a tener 5 metros en Vera de Bidasoa.
-10 m. Basaltos espilíticos que pueden alcanzar los 50 metros de espesor en Vera de Bidasea.
-30-50 m. Areniscas y arcillas rojas con microconglomerados.
-15 m. Conglomerados de cuarcitas de la base del Triásico.
Entre estos terrenos del final de Paleozoico y el Triásico hay una discordancia (Saálica) con una intensa actividad volcánica.
El TRIASICO.
Se disponen discordantemente sobre el Pérmico y se trata de depósitos del tipo Germánico dividido en las tres partes clásicas: Una inferior detrítica oBuntsandtein, una media carbonatada o Muschelkalk y una superior arcillosa-evaporíitica o Keuper.
El Buntsandtein está constituido por la siguiente serie detrítico-clástica roja:
-20 m. Conglomerado basal compacto formado por cantos de cuarcita y un cemento silíceo.
-55 m. Areniscas rojas, cuarcíticas, de grano grueso con arcillas a techo y lechos de conglomerados a muro.
-60 m. Areniscas rojas y pizarras arcillosas.
-110 m. Alternancia de areniscas duras y areniscas arcillosas.
En la figura de la derecha se puede ver la columna del Buntsandtein de la zona occidental de la Cuenca Vasco-Cantábrica.
El Muschelkalk está formado por carbonatos (calizas, calizas dolomíticas y dolomías) con calizas lumaquélicas con moluscos y crinoides con la siguiente disposición estratigráfica:
MURO: Arcillas abigarradas del Buntsandtein.
-2,10 m. Tramo tapado posiblemente margas dolomíticas.
-4,20 m. Dolomías, ligeramente arenosas, estratificadas.
-27.30 m. Calizas en estratos gruesos con dolomías cavernosas a techo. (Lingula y Speudomonotis)
-9,50 m. Calizas laminadas.
-10.80 m. Calizas estratificadas con intercalaciones de calizas arcillosas a techo (Anoplophora). Datadas den el Muschelkalk medio.
-12.60 m. Margas dolomíticas con bancos aislados de dolomías cavernosas.
KEUPER.
Sobre el Muschelkalk y debajo del Lías se sitúa una serie de arcillas abigarradas rojizas y violáceas con yesos. En Keuper sirve de roca “huésped” para la intrusión de rocas subvolcánicas (ofitas) que pueden llegar a ocupar casi la totalidad del espacio relegando a las arcillas a una mínima expresión.
INFRALIAS.
Tramo de edad Rhetiense-Sinemuriense compuesto por 60 metros de dolomías grisáceas brechoides y cavernosas sobre los que se sitúan mármoles y tobas con bancos (+-0,50 m) hematíticos.
Estos materiales posthercínicos comenzaron a deformarse en etapas tan tempranas como el Stephaniense-Pérmico mediante reactivación de grandes accidentes de fracturación que se comportaron como zonas de debilidad cortical. Entre el Jurásico superior y el Albiense se produjeron unos movimientos epirogenéticos que dieron origen a una importante discordancia entre el Jurásico y Cretácico. Durante el Malm se produjo el levantamiento de los macizos paleozoicos. Los movimientos de la Orogenia Alpina se iniciaron entre el Albiense y el Cenomaniense (Fase Aústrica) con su etapa principal en el Eoceno Superior (Fase Pirenaica).
En la base del Lías de la CVC oriental se encuentra una potente serie de brechas, carniolas y dolomías que se sitúa discordantemente sobre las dolomías tableadas de la Formación Imón (Retiense), sobre las formaciones triásicas o incluso directamente sobre el Paleozoico. Estos materiales se han atribuido al Hettangiense y se han dividido en tres facies (R. Gallego et al,1994):
-Facies de brechas y ruditas. Aparecen en el muro de la serie dolomítica, sobre la discontinuidad del límite Triásico-Jurásico (TJB), y presentan espesores muy variables de 0 a 230 metros, pasando lateralmente a dolomías y calizas dolomíticas. Litológicamente se trata de megabrechas masivas, poligénicas, granosostenidas o no. Los clastos son angulosos y heterométricos y pueden ser de dolomias del Muschelkalk o del Retiense, siliciclásticos procedentes del Buntsandtein, evaporíticos del Keuper y también del Paleozoico (cuarzo, lutítas y de rocas metamórficas). Por su reducida extensión, baja granoclasificación y nulo redondeamiento corresponderían a depósitos de pie de monte o abanicos aluviales proximales procedentes de la erosión de paleorelieves emergidos o intraclásticos procedentes de la plataforma marina del Jurásico Inferior.
-Facies de dolomías masivas y brechas. Las carniolas (dolomías masivas oquerosas) con espesores de 10 a 85 metros, pueden aparecer en tránsito gradual sobre las facies anteriores,. Localmente las carniolas pueden presentar clastos angulosos de calizas y dolomías de tamaño centimétrico hasta constituir brechas oquerosas. Los clastos pueden ser de calizas micríticas, dolomías laminadas, calcarenitas con ooides e intraclastos que pueden ser de bivalvos de concha gruesa, fragmentados. A veces aparecen brechas de clastos planos con evidencias de evaporitas primarias (porosidad móldica, yesos y anhidritas). Se considera que estas brechas son originadas por el colapso de evaporitas interestratificadas formadas en ambientes supramareales con ambientes de lagoon o barrara donde se formarían las facies bioclásticas.
-Facies de calizas dolomíticas y dolomías. Aparecen a techo de la unidad con espesores de 20 a 80 metros y están formadas por calizas bioclásticas algo dolomítizadas y dolomías microcristalinas tableadas con frecuente laminación algal. A techo pasan a las calizas oolíticas bien estratificadas del Sinemuriense Inferior. El medio de depósito sería una llanura mareal carbonatada.
Considerando la distribución de las facies y sus espesores esta Unidad se depositaria en cuencas de semigraven originadas por fallas lístricas normales que se iniciaron en la etapa de movimiento extensional que, durante el TJB, provocó la rotura de la rampa triásica, la intrusión de rocas subvolcánicas (ofitas) y la elevación y erosión de un nuevo relieve. Las cuencas de semigraven fueron inicialmente rellenadas por brechas y ruditas procedentes de este nuevo relieve y posteriormente por carbonatos y evaporitas depositadas en ambientes de sabkha y posteriormente por depósitos de llanura mareal por la progresiva inundación de la cuenca.
La explicación a la gran cantidad de enclaves de ofitas y carniolas, muchos de tamaño cartográfico, en los diapiros del País Vasco seria que la mayor parte del espesor del Keuper esta ocupado por ofitas quedando las arcillas evaporíticas relejadas a delgados niveles a techo y muro. Las carniolas proceden de la unidad situada inmediatamente encima del Keuper, la Formación Carniolas de Cortes de Tajuña y mas concretamente de la Facies de Dolomías masivas y Brechas.
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| Vista del valle del Rio Omecillo con las eras de evaporación de las salinas y el pueblo de Añana. |
LAS SALINAS DE AÑANA (El VALLE SALADO).
Los manantiales existentes en el Valle Salado de Añana son surgencias naturales de las que solo hay cuatro aprovechables, aportando un caudal permanente de aproximadamente 144 litros por minuto con una salinidad cercana al punto de saturación (250 gramos por litro). La mitad del total del agua salada es proporcionada por el manantial de Santa Engracia que se localiza en la cota más alta del valle cerca del nacimiento del Rio Muera, canalizándose de forma natural a la práctica totalidad de la salina. La situación del manantial es la siguiente;
X= 501150
Y= 4738221
Z= 600 msnm.
Este manantial tiene una forma rectangular y esta acondicionado mientras que los otros manantiales (La Hontana, El Pico y Fuentearriba) son simples huecos de forma irregular abiertos en el suelo.
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| Figura nº 37: Manantial principal (Santa Engracia). |
El agua que se capta en los manantiales se conduce por gravedad mediante una red de canales llamados rollos. Al principio estos canales eran simples zanjas excavadas en el terreno, pero que actualmente están formadas por troncos de madera, generalmente de pino, trabajados hasta darles la forma de canales abiertos y levantados sobre el terreno por postes de madera que en las zonas topográficamente más desfavorecidas pueden llegar a alcanzar los 8 metros de altura.
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| Figura nº 38: Salmueroducto de madera sobre postes del mismo material. |
Este sistema de canales que tiene más de tres kilómetros de longitud, y canaliza las salmueras desde el manantial de Santa Engracia, comenzando con un canal único que se divide en dos en una arqueta denominada Partidero, el Royo de Suso por el Este y el de Quintana por el Oeste. Por el Royo de Suso discurren doce partes de la salmuera que nace del manantial y trece por el segundo. A partir de la arqueta Celemín el caudal se vuelve a dividir en dos, tres quintas partes discurren por la ladera Este y el resto por la Oeste.
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| Figura nº 39: Terrazas con eras de evaporación. Al fondo el convento de San Juan de Acre. |
El agua captada y canalizada es almacenada en pozos de los que hay en total 848 de distintos tamaños y formas. El agua almacenada en estos depósitos es extraída mediante unas grúas manuales llamadas trabuquetes y distribuida en plataformas o eras de evaporación de las que llego a haber más de 5.000 ocupando más de 95.000 m2, situadas en un total de 769 terrazas horizontales sustentadas por un entramado de postes.
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| Figura nº 40: Trabuquete para sacar agua de los pozos de almacenamiento y distribuirla en las eras de evaporación. |
La sal conseguida por evaporación en las eras, 200 gramos de cada litro de salmuera, una tonelada por era, se almacenaba bajo estas mismas eras de evaporación y posteriormente llevada a unos almacenes principales para su tratamiento y comercialización.
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| Figura nº 41: Almacenaje de la sal bajo las eras de evaporación. |
Además de los manantiales a 2 kilómetros al Sur de las Salinas, está el Lago de Arreo que ocupa una superficie de 6.5 ha y tiene una profundidad de 25 metros, cuyas aguas son saladas por su ubicación en una cuenca endorreica sobre los depósitos evaporíticos (arcillas, yesos y ofitas).
CARACTERISTICAS DE LA SALMUERA.
De los manantiales surge un agua salada con una concentración de NaCl de 250 gr/litro (ver el grafico de TSD de la figura siguiente) con un grado de saturación elevado, próximo al 80%. Estas surgencias apenas sufren variaciones estacionales tanto en la concentración de sal como en caudal tal como se puede ver en el siguiente gráfico:
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| Figura nº 42: Evolución de TSD en el tiempo (Salinas de Añana, Alava) |
Se trata de aguas blandas en las que los cationes más importantes son el Sodio, junto al Calcio y al Magnesio (1,9 g/l y 0,1 g/l respectivamente). El siguiente catión en cuanto a importancia es el Hierro con concentraciones de Fe 3+ de unos 20 mg/l, que son valores muy superiores a los que normalmente se encuentran en aguas naturales y que precipita en forma de hidróxidos pardo-rojizos como los de la siguiente figura que corresponde a un chuzo de sal precipitado a partir de estas salmueras.
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| Figura nº 43: Forma kárstica de sal precipitada (Salinas de Añana; Alava) |
La sal de la salmuera cristaliza como de halita, un mineral de color blanco, y no solo precipita en las eras de evaporación de donde es recolectada manualmente, sino también en los canales que conducen la salmuera tal como se puede ver en la siguiente fotografía.
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| Figura nº 44: Cristalizaciones de sal debajo de un salmueroducto (Salinas de Añana; Alava). |
Unas aguas tan saladas son poco adecuadas para la vida por eso en las salinas solo hay vegetación halófila y como fauna llama la atención el crustáceo Artimia partherogenetica un pequeño animal (3 mm) braquiópodo, halófilo de color rosado (ver figura siguiente) que vive en las aguas saladas no marinas de varios países ribereños del Mediterráneo. Las artemias son todas hembras de hábitos reproductivos parterogenéticos por lo que, si se dan las condiciones idóneas, se multiplican con facilidad. Como curiosidad es el alimento preferido de los flamencos a los que dan su característico color rosado.
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| Figura nº 45: El minúsculo crustáceo lamelibranquio Artimia partherogenetica típica de las aguas de las salinas circunmediterraneas y que se encuentra en los manantiales y pozos de las Salinas de Añana (Alava). De color rosado son el alimento preferido de los flamencos. |
RESUMEN.
El Diapiro de Añana es una de las más de 20 estructuras diapíricas que afloran en el País Vasco. Estructuralmente el diapiro se encuentra en el Sinclinal de Treviño de la Depresión de Miranda -Treviño situada dentro del Surco Navarro-Aragonés una de las partes en que se divide la Cuenca Vasco-cantábrica. La Cuenca Vasco cantábrica forma parte de la Zona Cantábrica y está limitada a ambos lados por la Zona Asturoccidental Leonesa constituyendo la parte más interior, que no interna, del Arco Ibero-armoricano.
La evolución estructural de la CVC se distinguen tres etapas principales:
-Etapa de Cuenca intracratónica o etapa de rifting: etapa es de edad Triásico-Jurásico y la CVC formaba parte de una cuenca intraplaca desarrollada sobre un zócalo hercínico fracturado sobre el que se desarrolla un ciclo transgresivo-regresivo. Sobre ella se desarrolló una sedimentación triásica clásica (Buntsandtein, Muschelkalk y Keuper) y posteriormente una sedimentación de plataforma marina carbonatada.
-Etapa de Cuenca pericratónica (apertura del Atlántico y del Golfo de Vizcaya): etapa en que se desarrolló un margen continental pasivo y un talud continental. En la CVC se produjo una gruesa sedimentación controlada tectónicamente y constituida por las Facies Purbeck-Weald del Jurásico superior-Cretácico inferior, el Complejo Urgoniano del Cretácico Inferior y el Complejo Supraurgoniano del Cretácico superior.
-Etapa de Inversión de la Cuenca (Orogenia Alpina): etapa en que en la CVC se produjo la transición de un régimen tectónico de transtensional a transpresional con la formación de pliegues, fallas y cabalgamientos. El inicio de la compresión se sitúa en el Cretácico superior y continuo con mayor intensidad durante el Terciario Inferior (Eoceno-Oligoceno). Se diferencian dos fases durante la inversión tectónica. Durante la primera se acumularon gruesas secuencias turbiditicas (Flysch calcáreo y flysch siliciclástico) y durante la segunda fase (Eoceno) se produjo el clímax de la deformación tectónica con la acentuación de la sedimentación turbiditica y una acentuación del diapirismo. En el Oligoceno se cerró la cuenca.
En esta zona, y sobre un zócalo varisco fracturado, se produjo una intensa sedimentación a favor de una tectónica distensiva (rifting mesozoico) con la acumulación de una potente (18.000 m) de sedimentos mesozoicos (triásicos, jurásicos, cretácicos y terciarios) que fueron deformados durante la compresión Alpina.
Al inicio de esta fase compresiva se reactivaron algunas de las fracturas variscas a favor de las cuales se inyectaron y ascendieron desde zonas profundas los plásticos sedimentos del Keuper que arrastraron a otros materiales más rígidos (carniolas y ofitas) que forman a los diapiros. En este esquema se observa que la inyección del material plástico triásico se produce a favor de una fractura profunda muy tendida (cabalgamiento) que llega a alcanzar la superficie tras atravesar y deformar una gruesa secuencia mesozoica.
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| Figura nº 46: Esquema geológico de Diapiro de Añana (Salinas de Añana; Alava). En esta interpretación el diapiro se intuye a favor de un cabalgamiento profundo que utiliza al Keuper como nivel de despegue y la presencia de un sinclinal para su progresión hasta la superficie. |
Los afloramientos paleozoicos y triásicos más próximos al Diapiro de Añana se localizan en Tolosa donde aflora el Carbonífero del extremo SW del Macizo de Cinco Villas compuesto por pizarras y grauwackas, Sobre este zócalo paleozoico se dispone un Trías en facies Germánica compuesto por 400 metros de sedimentos del Triásico Inferior (Buntsandtein) formado por areniscas (75% Q) rojas y micáceas con cantos dispersos, laminaciones cruzadas y paralelas e intercalaciones conglomeráticas lenticulares de hasta 5 metros de grosor. Estos niveles más gruesos, pasan a areniscas rojas y blancas, más micáceas y bien estratificadas con canales, cantos blandos, estratificación cruzada en surco y paralela. Hacia el techo empiezan a aparecer intercalaciones más finas (limolitas y arcillas). A techo de las areniscas se encuentra un paquete de 100 metros de grosor de arcillas y limolitas rojas a veces amarillentas o verdes con algunas intercalaciones de areniscas.
En esta zona, y por causas tectónicas, no llega a aflorar el Muschelkalk por lo que sobre el Bunt se sitúan los sedimentos del Triásico Superior en Facies Keuper compuestos por arcillas abigarradas con delgadas intercalaciones de limolitas micáceos con yesos y cuarzos abigarrados. Dentro del Keuper se encuentran masas de rocas ofíticas que en algunos lugares llegan a constituir la mayor parte de la formación quedando las facies arcilloevaporíticas muy reducidas, lo que explicaría la abundancia de enclaves mas o menos grandes de ofitas en los diapiros.
Sobre el Keuper y de forma mecánica se sitúan de 100 a 150 metros de dolomías cavernosas y/o brechoides, tipo “carniolas” con cantos angulosos centimétricos (2-5 cm) cementados por una matriz calcárea (Formación Carniolas de Cortes de Tajuña o Infralias). Son de color grisáceo y/o rosado y su origen seria debido al colapso provocado por la disolución de evaporitas interestratificadas con los carbonatos. Se han descrito tres tipos de facies en esta Formación, las carniolas con fósiles de bivalvos de concha gruesa que se encuentran en el Diapiro de Añana (ver fotografía de la figura 26) pertenecerían a la Facies de Dolomías masivas y brechas.
Por encima de estas carniolas hay 30 o 40 m de dolomías, calizas dolomíticas y calizas estratificadas jurásicas (Sinemuriense).
El Diapiro de Añana presenta una forma de afloramiento elíptica, 5 x 3 km, y corresponde a una de las mencionadas extrusiones profundas de arcillas evaporíticas que por sus características litológicas correspondería con las de la Formación Arcillas yesíferas de Quesa (K4). Entre las arcillas evaporíticas aparecen gran cantidad de bloques arrastrados, más o menos grandes, de carniolas y ofíticas. Las carniolas presentan las características del techo de la Formación Cortes de Tajuña o de la parte inferior de la Formación Cuevas Labradas pero con la diferencia de que presentan una gran cantidad de fósiles de lamelibranquios lo que no está descrito para ninguna de estas Formaciones. Las ofitas también se presentan en bloques que pueden alcanzar tamaños cartografiables son de un marcado color verde y geoquímicamente corresponden a basaltos y andesitas basálticas que se intruyeron durante el Carniense-Noriense en forma de sills, en el K4.
En la cabecera del Valle del rio Omecillo, dentro del diapiro, afloran salmueras o aguas saladas saturadas (250 gr/l)) que han sido aprovechadas desde la antigüedad (7.000 años) para la obtención de sal. Las salinas de Añana se extienden a lo largo del Valle del Rio Omecillo (Valle Salado) ocupando una extensión de casi 100.000 m2, con 3 kilómetros de canales de madera o royos que abastecen a los 800 pozos de acumulación situados en las plataformas de madera que sustentan a más de 5.000 parcelas de evaporación o eras en las que se precipitaba la sal (1.000 kilos por era).
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| Las salinas solo se pueden visitar de forma guiada, las vistas durante el recorrido son espectaculares. |
BIBLIOGRAFIA
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