LA PLAYA DE PEÑARRUBIA (GIJON)

Logo: José Manuel Montes (jurasicoastur.blogspot.com.es)

LA PLAYA DE PEÑARRUBIA: EL JURASICO DE GIJÓN

A la mayoría de los geólogos, las piedras, más concretamente los minerales y los fósiles, nos llamaron la atención desde siempre. No recuerdo como empezó esta afición, convertida después en pasión y finalmente en profesión, pero si recuerdo el lugar y ese sitio fue la Playa de Peñarrubia en Gijón (Asturias). 

 Figura nº 1: La Playa de Peñarrubia en Gijón (Foto de Google)

SITUACION GEOGRAFICA:

La Playa de Peñarrubia se localiza a dos kilómetros al Este del centro urbano de Gijón, se trata de un "pedreru" con una playa de arena y gravas, situada al pie de un acantilado vertical de 70 metros de altura. A la playa se accede desde la ciudad de Gijón por la carretera de la Providencia. Antes de llegar a la Ermita de la Providencia hay que  tomar el desvío que, señalizado, conduce al Restaurante Peñarrubia. Antes de llegar al restaurante hay un aparcamiento público donde hay que dejar el coche y desde este punto por un camino empinado pero acondicionado se desciende hasta la playa. También se puede acceder a la playa dando un rodeo desde El Rinconín por la senda de El Cervigón. 

La playa, como la mayoría de las playas cantábricas, tiene la forma típica de una concha y esta limitada al Oeste por El Rinconín (Punta Rosario Acuña) y al Este por El Cabo de San Lorenzo. La playa tiene una longitud de 1.800 metros que cuando sube la marea queda reducida a  250 metros.

 Figura nº 2: Mapa geográfico de la Playa de Peñarrubia (tomada del SigPac).

 Figura nº 3: Ortofoto de la Playa de Peñarrubia (tomada del SIGPAC)

GEOLOGIA DE LA ZONA: 

Dentro del Principado de Asturias, los afloramientos más espectaculares y mejor conservados de rocas jurásicas se extienden de forma prácticamente continua a lo largo de una estrecha franja litoral comprendida entre el Cabo Torres, en Gijón, y la Playa de Arra, situada a unos dos kilómetros al Este de Ribadesella. Los municipios implicados en este sector costero son, de Oeste a Este, Gijón, Villaviciosa, Colunga, Caravia y Ribadesella.

Estos afloramientos del Jurásico forman parte de la denominada Cuenca de Gijón-Villaviciosa (Ramírez del Pozo, 1969), cuyo extremo occiden­tal está representado por la Falla de Veriña, a unos pocos kilómetros al oeste de Gijón, y el oriental por la Falla de Ribadesella coincidiendo allí con la Playa de Arra. Esta fractura vertical, de trazado este-oeste, que pone en contacto los afloramientos jurásicos con las calizas carboníferas, se desarrolló inicialmente durante el Cretácico, permitiendo la conservación de la sucesión jurásica en el bloque hundido septentrional, actuando de nuevo, como falla inversa, en el Paleógeno durante la inversión tectónica de la etapa compresiva alpina que condujo a la creación de la Cordillera Can­tábrica (García-Ramos y Gutiérrez Claverol, 1995 a,b; García-Ramos et al., 2002, 2004, 2006 a,b; Valenzuela et al., 1986; Alonso et al., 2009).

Figura nº 4: Subdivisión del la Cuenca Mesoterciaria Asturiana. 

Fg 5: La Punta de Rosario Acuña desde Peñarrubia

Las rocas del Jurásico de Asturias se agrupan en dos unidades litológicas de orden mayor (Va­lenzuela et al., 1986): Una Unidad Inferior está constituida eminentemente por rocas carbonatadas de origen litoral muy somero  (Formación Gijón) y marino abierto (Formación Rodiles).  

Fg 6: Dolomías de la Fm. Gijón en El Rinconín

Una Unidad Superior consta principalmente de rocas silíceas de origen continental (abanico aluvial y fluvial), formaciones La Ñora y Vega, y marino restringido y costero (deltaíco), representados respectivamente por las formaciones Tereñes y Lastres. 

Todas estas formaciones geológicas están muy bien expuestas en las localidades que les dan nombre, situadas en la costa asturiana. En el siguiente mapa se puede ver la disposición de estas formaciones en el área de Peñarrubia (Este de Gijón):

Figura nº 7: Croquis con un esbozo del mapa geológico del Cabo San Lorenzo y la Playas de Peñarrubia y Serín (IGME 1973). 

El registro jurásico de Asturias se inicia con una sucesión de calizas, dolomías y margas asignadas a la Forma­ción Gijón que se originaron en una costa baja e irregular, rica en fangos carbonatados y evaporitas (una costa tipo sabkha) y que se ha subdividido en tres Miembros. 

LA FORMACIÓN GIJÓN:

 

La Fm Gijón ha sido subdividida, en tres miembros denominados: inferior (Solis), medio (Favares) y superior a la espera de una denominación formal. 

El Miembro Solis está formado por calizas, fundamentalmente mudstone, y dolomías con alguna intercalación margosa. Su potencia es de unos 100 metros en la zona oriental de la cuenca, disminuyendo hacia al occidente hasta alcanzar los 50 mts en Cancienes (Avilés). El Miembro Favares está constituido por brechas, predominantemente de colapso, con intercalaciones lutítico-margosas, también disminuye de espesor de Este a Oeste, pasando de 80-100 m, en el valle de Fabares, a 10-15 m, en el afloramiento de Trasona (Avilés). El Miembro Superior está compuesto por intercalaciones de calizas mudstone, grainstone oolítica, estromatolíticas, packestone y wackestone. El nivel rico en granos de cuarzo de tamaño arena gruesa observado a techo de esta unidad puede correlacionarse con el de otras áreas de la región Vasco-Cantábrica. La potencia aumenta hacia el Este, desde los 20 mts de la zona de Avilés hasta los 120 m de los valles de río España y Fabares, para volver a disminuir hacia la zona más oriental. 

 

La variación en espesor de los materiales carbonatados (formaciones Gijón y Rodiles) está controlada por la activi­dad tectónica previa al depósito de las formaciones terrígenas, representada por un conjunto de fallas que han condicionado la erosión o preservación de las primeras. 

 

De forma más detallada cada miembro tiene las siguientes características:

Miembro inferior o Miembro Solis.

Consta de una sucesión monótona de calizas, predomi­nantemente mudstone y dolomías de color gris claro, con alguna intercalación delgada de margas grises oscuras y, localmente a techo, brechas de colapso; las calizas y dolomías suelen estar bien estratificadas y laminadas y, en ocasiones, fuertemente karstificadas. Es característica la presencia de moldes internos de bivalvos y gasterópodos en algunos niveles. Su potencia oscila entre 50 metros en la zona occidental (entre Avilés y Pinzales) y 90-100 metros  en la oriental (Pinzales a Ribadesella).

 

Figura nº 8: El miembro Solis de la Formacion Gijón en el Cerro de Sta
Catalina (Gijón). La parte superior correspondería al Miembro Favares.

 

Entre estas litologías se encuentran las brechas calcáreas muy parecidas a las que caracterizan al  Miembro superior, su origen está relacionado con procesos de disolución de capas de evaporitas (yesos, sales, anhidritas)  intercaladas entre las calizas, ya de por si muy fracturadas, lo que provoca la fragmentación y el colapso de éstas, generando acumulaciones estratiformes de carácter brechoide que en este afloramiento muestran el aspecto de colapsobrechas (ver figura de la derecha) y en otros pueden presentarse como dolomias cavernosas o carniolas.

Este miembro aparece, por primera vez, al Este de la Ría de Avilés, ya que en la zona más occidental de la cuenca San Juan de Nieva y Salinas, los conglomerados silíceos del Jurásico Superior (Fm La Ñora) se disponen directamente sobre el Permotrías. Siguiendo hacia el Este (valle de Tamón) se observa una importante disminución del espesor, que alcanza allí́ unos pocos metros. En la carretera Oviedo-Gijón (AS- 18), a su paso por Pinzales, se corta la sucesión completa (50 metros). En la AS-1 (Leorio) se puede reconocer el contacto con el miembro suprayacente. En el acantilado del cerro de Santa Catalina (Gijón) afloran unos 40 metros del techo del miembro, con un tramo de 7,5 metros de brechas de colapso con cantos de tamaño variable, algunos incluso de más de 1 metro de diámetro. 

Otros afloramientos importantes de este miembro apare­cen en la carretera que asciende desde La Rimada (Sariego) hasta la collada de la Fumarea, a lo largo de los valles de Faba res y río España, así́ como en las cercanías de Villaviciosa. En la zona más oriental, a la altura de la localidad de Bárzana, existe una cantera inactiva que permite ver el contacto con las margas grises oscuras y rojizas del Triásico Superior.

Figura 9: Calizas con laminaciones estromatoliticas en el techo de la Formación Gijon 
(Playa de Peñarrubia)

 Miembro medio o Miembro Favares:

Está formado por brechas, predominantemente de colapso, margas y lutitas grises oscuras y rojizas, con nódulos carbonatados y piríticos, entre los que se intercalan delgados niveles de yesos, calizas y dolomías. Estas dos últimas desaparecen lateralmente debido al colapso ocasionado por la disolución de los sulfatos, provocando la rotura de las rocas carbonatadas superiores en múltiples fragmentos irregulares y dando lugar a las “brechas de colapso”. Estas brechas se ordenan en ocasiones, dando secuencias granocrecientes o granodecrecientes producidas por el colapso de sucesiones calcáreas estratocrecientes o estratodecrecientes. 

Figura nº 10: Colapsobrechas 
(Miembro Favares)

La variación de espesor de este miembro es más acusada que en el caso precedente, aumentando hacia el Este (Fig. 3): desde 10-15 m en la zona de Avilés, 30 m en Pinzales, 60 m en Peña Huergo y en Gijón, hasta 80-90 m en la zona de Fabares, Candanal y playa de La Espasa. Entre los mejores afloramientos de la parte occidental des­tacan los de la carretera que se desvía hacia el faro de San Juan de Nieva, desde la general de Avilés a Luanco (AS-238), donde apenas llega a los 10 m de potencia y otro, de unos 15 mts, en Trasona; en la cantera de Solís se observa el contacto con las dolomías de la unidad inferior. En la parte más alta del acantilado del cerro de Santa Catalina (Gijón) se puede ver su contacto con el miembro inferior, y al buzar hacia el Este, constituye además el sustrato de la playa de San Lorenzo. Más hacia el Este es visible en los taludes de la Autovía del Cantábrico (A-8) a la salida del túnel de Fabares en sentido Villaviciosa. El mejor afloramiento de la zona oriental se encuentra en los acantilados de las playas de La Espasa y Bedelía (Colunga y Caravía). En la ya mencionada cantera de Bárzana, aflora un tramo donde son visibles los niveles de yesos cristalinos intercalados entre las lutitas y margas grises. 

Miembro superior 

Consiste en una alternancia de calizas mudstone de color gris oscuro -ocasionalmente con birdeseyes, grainstone oolíticas, calizas estromatolíticas y, ya en transición con la formación suprayacente, calizas packestone y wackestone nodulosas y bioclásticas. Los niveles de estromatolitos, aso­ciados a menudo con grietas de desecación y tepees, pueden alcanzar a veces un cierto espesor, como ocurre en los acan­tilados de El Rinconín (Gijón). Además, se encuentran algu­nos niveles de brechas que desaparecen lateralmente (Fig. 2). 

Las calizas oolíticas son un nivel muy útil en el campo ya que ayuda a identificar este tramo, especialmente en zonas de complejidad tectónica o con escasez de afloramientos. 

También se han observado, de forma local hacia la parte alta del miembro, calizas con granos de cuarzo de tamaño arena a gravilla; estas calizas que forman un fuerte resalte en el relieve afloran, al menos, por debajo del pueblo de Luaria (zona de la Campa) y en Deva. Este nivel rico en terrígenos podría correlacionarse con los existentes en la región Vasco-Cantábrica; en este caso estaría relacionado con un episodio regresivo asociado a una pequeña pulsación tectónica y situado en tomo al límite Sinemuriense inferior- superior (Aurell et al., 2003). 

La potencia, al igual que en los otros miembros, experimenta considerables variaciones (Fig. 3), debidas a procesos erosivos, al menos en parte. En la zona occidental, aunque son muy escasos los afloramientos, la cartografía permite estimar, en los alrededores de Avilés, un espesor mínimo de unos 20 mts, y algo más al Sur de 45-50 metros. Hacia el oriente, en Pinzales, tiene unos 45 metros, en los valles de Fabares y del río España 120 metros y en El Puntal 101 metros; no obstante, en la zona comprendida entre la ría de Villaviciosa y el Arenal de Morís disminuye hasta los 60 mts. 

En el Oeste sólo se ha observado este miembro en dos colinas situadas en las cercanías de Villardeveyo, al Norte de Villabona. Más hacia el Este, aflora entre Pinzales, Pico del Sol y Peña de Huergo, aunque las calizas están allí́ muy dolomitizadas siendo reconocibles sólo algunos relictos de ooides. Entre el valle de Caldones y la ría de Villaviciosa son abundantes los afloramientos de esta unidad, destacando los de fuente Deva (Gijón), la subida a la collada de la Fumarea (Sariego), Luaria, la carretera de Villaviciosa a El Puntal, el talud meridional de la playa de Rodiles (Villa- viciosa) y los acantilados costeros entre la punta del Penóte y La Isla (Colunga), donde aparece un nivel de brechas con cierta continuidad lateral.

Posteriormente, el ascenso paulatino del nivel marino (transgresión) hizo que gran parte de la región quedase sumergida bajo un mar abierto, con una profundidad que en algunos momentos debió de rebasar los 100 metros y cambiase paulatinamente las características de la sedimentación de los depósitos marinos someros de la Formación Gijón a depósitos marinos mas profundos de la Formación Rodiles. Esta Formación se divide en dos partes o miembros claramente  

 La Fm. Rodiles (Sinemuriense Superior-Bajociense Inferior)

La Fm. Rodiles está constituida por una sucesión de margas y calizas con una potencia máxima de 170 metros (Valenzuela et al., 1989) en la que se diferencian dos miembros:

-El Miembro Buerres

Fg 11: Miembro Buerres (F. Rodiles)

: Datado en el Hettangiense-Sinenuriense tiene un espesor máximo de 30 metros y está constituido por una alternancia de calizas, mayoritariamente nodulosas y margas, con presencia de tempestitas calcáreas con estratificación cruzada hummocky, swalley, ripples de oleaje) y diferentes icnofauna (Condrites, Conichnus, Planolites, Rhizocorallium jenense y R. irregulare) junto a huellas de perforación de gusanos tipo Trypanites y de bivalvos tipo Gastrochaenolites (Garcia-Ramos et al, 1992).

-El Miembro Santa Mera: Datado en el Sinemuriense superior – Bajociense inferior, tiene un grosor de esta 140 metros y está formado por una alternancia rítmica de margas y estratos de calizas, mayoritariamente tabulares típicos de una sedimentación de la parte media y externa de una rampa,  Se reconocen ciclos trensgresivos – regresivos mayores que abarcan las biozonas Jamesoni, Ibex Davoei, Margaritatus, Spinatum, tenuiconstatum y Serpentinum.   

Figura nº 12: Aspecto típico del Miembro Santa Mera de la Formación Rodiles

Que presentan una fauna tanto tectónica como bentonica constituida por braquiópodos, bivalvos, ammonites, belemnites, crinoideos, escamas de peces, gasteropodos y localmente esponjas y también una icnofauna muy diversa: Arenicolites, Bergaueria, Conichnus, Chondrites, Planolites, Rhyzocorallium y Thalasinoides.

Dentro de este Mb. Santa Mera se han reconocido 7 intervalos de black shales de edad Pliensbachiense y Toarciense Inferior (Borrego et al., 1996; Aurell et al., 2003; Quesada et al., 2005) que en ocasiones presentan elevados contenidos de TOC. El último de ellos según Gómez y Goy (2000) y Rosales et al. (2001) sería correlacionable con el evento anóxico global de la base del Toarciense (Jenkyns y Clayton, 1986) y presenta menor espesor que los situados en el Pliensbachiense (Vera, 2004.Cap. 2). 

Desde el año 2.000 se han realizado diferentes estudios en esta formación el  año  2000  tanto de  índole  sedimentológica (Bádenas et al., 2009, 2013), quimioestratigráfica (Armendáriz et al., 2010; García-Ramos et al., 2010; Hollon, 2012; Bádenas et al., 2013) y paleontológica en esta unidad (Wright et al., 2003), en los que se discuten, entre otros aspectos, el origen de la ritmicidad de esta sucesión y si ésta registra o no la existencia de cambios en la sedimentación vinculados a cambios climáticos orbitales.

Figura nº 13: Nivel bioturbado con thalassinoides. Corresponde a un nivel guía que se extiende decenas de kilómetros hasta la Playa de Vega (Ribadesella). Fotografiado en la Playa de Peñarrubia (Gijón).

En esta Playa y en la aledaña Playa de Serín es de los mejores sitios que hay en la costa asturiana para observar las series rítmicas marinas del Pliensbachiense. Su edad geológica es Sinemuriense Superior-Pliensbachiense (Lías; Jurásico Inferior) con un espesor total de 90 metros de los que los 70 metros inferiores pertenecen al Sinemuriense y los 20 metros más altos al Pliensbachiense, este poco espesor es debido a que la serie esta erosionada a techo por los depósitos del Dogger. Esta sucesión carbonatada se depositó en un mar epicontinental de fondo muy irregular probablemente en un surco dentro de la plataforma marina. La sucesión sedimentaria que vemos en Peñarrubia esta compuesta por una alternancia rítmica de estratos calcáreos delgados (<0,5 m.) de color gris azulado dispuestos en capas planas bastante continuas lateralmente y de interestratos de margas de color gris claro y gris oscuro, incluso negros según su contenido en materia orgánica llegando a constituir autenticas "black shales".

Figura 15 Columna litoestratigráfica del borde W de la Playa de Peñarrubia  (Suarez Vega 1974).

La secuencia sedimentaria esta organizada en ciclos compuestos por una alternancia de capas de calizas y margas grises oscuras donde predominan las margas que hacia el techo pasan a alternas donde predominan las calizas con aspecto nódulos o seudonoduloso de tonalidades grises mas claras y mas abundantes en fósiles de macrofaunas.

Figura nº 16: Alternancia de calizas grises claras y margas grises oscuras con un nivel de braquiópodos (Rhynchonellas) a techo de uno de los estratos calcáreos. Los colores oscuros de las margas indican un gran contenido en materia orgánica. 

El contenido orgánico de esta serie es bastante elevado con una distribución y concentración muy variable mas abundante en los niveles lutíticos del Pliensbachiense. El tipo de materia orgánica de los sedimentos es mixto mayoritariamente acuático (zooplancton y fitoplancton) autóctonos y están presentes todos los grupos de MOD en concentraciones elevadas (fibras, leptinita, huminita, inertita, piqueteados, arrastrados y no figurados), es inmadura con un grado de evolución equivalente al de los lignitos y corresponde a un kerógeno tipo II o tipo mixto. Estas lutitas se pueden considerar como rocas bituminosas capaces de generar aceite, englobados en el termino de pizarras bituminosas mixtas (Mixed Oil Shales) de la clasificación de  Cook et al (1981) originadas en un medio marino bajo condiciones reductoras (abundante pirita), atóxicas de baja energía e inmaduras. Estas lutitas dan un rendimiento medio en aceite de 25,30 kg/t lo que las sitúa por debajo del limite de la rentabilidad económica. Sin embargo según los valores de Rock-Eval se trataría de rocas bituminosas de rendimiento medio, superiores al limite de 5 mg/g establecido como limite inferior para las rocas madre de petróleo.

En estas secuencias rítmicas se han identificado ciclos sedimentarios elementales de espesores decimétricos que comienzan con unas calizas bioclásticas de base erosiva (tempestivas) que pasan a calizas laminadas depositadas en condiciones tranquilas y terminan con carbonatos con muy baja tasa de sedimentación hemipelágica y muy bioturbados (Thalassinoides, Rhizocorallium, etc...). Este ciclo puede variar lateralmente e incluso presentar acuñamientos y desaparecer. 

Estudios realizados en estas rítmitas en la Punta la Lastra (Villaviciosa) han indicado que la sedimentación se adapta a los Ciclos de Milankovitch. Así cada ciclo elemental tubo una duración de 10.000 años y de 18.000 a 21.000 años para los ciclos caliza-marga (ciclos de precesión). Estos pares calizas-margas se agrupan (5 pares) en ciclos mayores según los ciclos de excentricidad que abarcan periodos de 100.000 años de duración. 

Figura nº 17: Ciclos de Milankovitchk

Se considera que las calizas bioturbadas se formaron en condiciones climáticas áridas mientras que los termines laminados corresponderían a condiciones climáticas más húmedas.

Figura nº 18: Ambientes de sedimentación de la rítmica de Sopelana en condiciones de bajos aportes terrenos y de mayor o menor temperatura de las aguas oceánicas según las diferentes etapas precesionales.

A comienzos del Jurásico Superior tuvo lugar un cambio drástico en el paisaje asturiano: como consecuencia de la actividad de diversas fallas y dentro de un régimen distensivo, se produjo una elevación y la emersión de parte del territorio. Como consecuencia de esta actividad tectónica, el mar que durante el Jurásico Inferior y Medio, cubría hasta entonces buena parte de Asturias y que se puede ver en el mapa de la figura nº 12, se retiró bruscamente dando paso a nuevas zonas litorales y a territorios emergidos que pronto iban a ser colonizados por una fauna terrestre formada por dinosaurios y otros vertebrados coetáneos, como tortugas, cocodrilos, lagartos, peces, reptiles voladores, etc.

Figura nº 19: Mapa paleogeográfico del Jurásico Medio con indicación de la situación de la Playa de Peñarrubia

 La edad más reciente de la sucesión carbonatada marina truncada erosivamente por los materiales terrígenos del Jurásico Superior que rellenan una discordancia con paleorelieve, se corresponde  con el Bajociense Inferior (Suárez Vega, 1974).

Esta actividad tectónica, controlada por fracturas distensivas como ya se ha indicado, representaba los primeros estadios de una etapa de rifting que iba a alcanzar su culminación durante el Cretácico Inferior. Como con­secuencia de la misma, se generó un acusado relieve en el suroeste de la región, dentro de la deno­minada Zona Asturoccidental-leonesa, cuya erosión proporcionaría los primeros aportes de material terrígeno a la cuenca.

Una vez emergidas las sucesiones carbonatadas de origen marino del Jurásico Inferior, tuvo lugar un proceso de carstificación de las mismas, que se tradujo en la formación de arcillas de descalcifi­cación, brechas de colapso y paleovalles excavados en las rocas calcáreas. Poco después comenzarían a llegar hasta el oriente de la región los primeros materiales terrígenos (gravas y arenas) de origen aluvial, procedentes de la erosión del relieve recién creado, que rellena­ron inicialmente los paleovalles y las cavidades cársticas hasta su colmatación. En la siguiente fotografía se puede ver este contacto en la Playa de Vega (Berbes) donde esta muy bien expuesto.

Figura nº 20: Contacto entre las Formaciones Rodiles y Tereñes/Vega en la Playa de Vega (Caravia) se observa el paso de una rítmica margocaliza con pectínidos y belemnites a unas areniscas microconglomeráticas con laminaciones cruzadas, azabache y huellas de dinosaurio. El contacto se produce a través de una superficie en la que se desarrolla un paleokarst y sobre la que se localiza un nivel de conglomerados silicios (pudinga)

Espesas sucesiones, de hasta 60 metros de potencia, formadas mayoritariamente por conglome­rados silíceos con intercalaciones menores de areniscas y de lutitas rojas con paleosuelos calcáreos, ordenadas verticalmente en ciclos grano y estratodecrecientes de espesor métrico, constituyen la Formación La Ñora de origen aluvial. Estos materiales afloran de manera espectacular en la Playa de la Ñora y en la de Serín tal como se puede ver en la siguiente fotografía:

Figura nº 21: La Formación La Ñora en la Playa del mismo nombre, al fondo el Cabo de San Lorenzo

Estos materiales pasan lateralmente hacia el noreste a alternancias de areniscas blancas, grises y rojizas con lutitas rojas y algunos lechos conglomeráticos (Formación Vega), igualmente ordenadas en ciclos grano y estratodecrecientes dentro de un gran ciclo mayor del mismo carácter. Representa­ron depósitos fluviales formados por cauces efímeros de alta sinuosidad separados entre sí por áreas entre canales con paleosuelos calcimorfos (caliches) y lagunas esporádicas con elevada actividad microbiana que dieron lugar a calizas micríticas grises con oncoides de algas. Dichas lagunas estaban par­cialmente alimentadas por diversos manantiales de agua dulce rica en CO₃Ca, procedentes de zonas de fractura que hicieron aflorar en superficie las calizas y dolomías del Jurásico Inferior y Medio (García-Ramos et al., 2010).

Figura nº 22: La Formación Vega en la Playa de España

Un nuevo ascenso del nivel del mar hará retroceder hacia el continente la línea de costa, que se situará ahora en el interior del territorio que hoy ocupa Asturias, con un trazado noroeste-sureste, bastante diferente al actual. Por delante de dicha costa, apenas influenciada por las mareas y por el oleaje, salvo durante ocasionales tempestades, se instala un mar restringido y somero, separado del océano por un umbral o barrera de origen tectónico que impide la entrada de fauna marina desde el exterior. En el fondo de dicho mar se acumuló una espesa sucesión de fangos calcáreos oscuros (Formación Tereñes) ricos en materia orgánica y faunas de invertebrados de aguas salobres (bivalvos, gasterópodos, ostrá­codos), ahora convertidas en acumulaciones lumaquélicas. Ese mar servía de refugio, además, a multitud de cocodrilos, tortugas y peces.

Figura nº 23: La Formación Tereñes en su localidad tipo los Acantilados de Tereñes

La costa, surcada por pequeños deltas de dominio fluvial que aportaban arena a la misma, era visitada con frecuencia por dinosaurios y otros reptiles de la época que dejaron sus huellas plasma­das en el sedimento. 

Figura nº 24: Dinosaurios jurásicos.

Las alternancias de lutitas, margas y areniscas que se acumularon en la antigua franja litoral, constituyen hoy la unidad litoestratigráfica conocida como Formación Lastres, con la que culmina la sucesión jurásica en la región.

En la siguiente figura se puede ver la columna litoestratigráfica del Jurásico de la Costa Asturiana:

Figura nº 25:  Columna litoestratigráfica del Jurásico de la costa asturiana

COLUMNA LITOESTRATIGRAFICA DETALLADA:

A continuación resumo la columna litoestratigrafica facilitada por Suarez Vega (1974).

Columna de la Playa de Peñarrubia-Cerro Santa Catalina (Gijón):

 

TECHO: Limite con el Jurásico detrítico: margas con cantos de calizas.

 

-4,50 m. Alternancia de calizas margosas y margas laminares grises oscuras. Predominan las margas sobre las calizas y se disponen en 11 ritmos de 13 a 50 cm de grosor. Abundan las belemnites (Coeloteuthys), braquiópodos (Cincta y Cuneirhynchia) y lamelibranquios (Liogryphaea y Harpax pectoniodes) y aparecen algunos ammonites (Phricodoceras, Apodoceras y un Polimorphites). Zona Jamesoni. 

 

-15,30 m. Alternancia de calizas margosas y margas laminares grises oscuras en equilibrio entre ambas litologías en estratos de 5 a 57 cm con un espesor medio de 20 cm. Ammonites (Echioceras y Paltechioceras), abundantes rhynchonellas (Homeorhynchia y Cincta) y lamelibranquios (Liogryphaea). Zona Rariocostatum.

Figura nº 26: El lamelibranquio Gryphaea.

 

-3,10 m. Alternancia de calizas margosas y margas grises en ritmos similares con grosor de los bancos de 11 a 28 cm. Rhynchonellas.

-7,35 m. Alternancia de calizas margosas y margas grises con predominio de las calizas. A techo aparecen ammonites (Leptechioceras) y braquiópodos rinconelidos (Homeorhynchia).

Figura nº 27: El cefalopodo ammonite Leptechioceras

 

-4,50 m. Alternancia de calizas margosas y margas grises en estratos de 3 a 40 cm con predominio de las calizas a techo y de las margas a muro. Aparecen ammonites (Echioceras), braquiópodos (Homeorhynchia) y lamelibranquios (Pholadomya). 

 

-6,30 m. Alternancia de calizas margosas y margas grises en estratos bien individualizados con braquiópodos rinconelidos (Cuneirhynchia y Zeilleria) y lamelibranquios (Liogryphaea). Zona Oxynotum.

 

-2,75 m. Alternancia de calizas margosas y margas grises en estratos bien individualizados. A techo aparecen grandes nódulos calcáreos discoidales en las margas. En el muro aparece un nivel bioturbado con una gran continuidad lateral y que también se encuentra en otros perfiles de la costa. Contiene lamelibranquios (Pholadomya, Liogryphaea y Pecten) y a muro predominan los braquiópodos (Rhynchonella y Tetrarhynchia) y los ammonites (Oxinoticeras).

Figura nº 28: El bivalvo Pholadomya.

-3,50 m. Alternancia de calizas margosas y margas grises en estratos menos individualizados y lateralmente nodulosos. Braquiopodos (Lobothyris) y lamelibranquios (Pecten, Pholadomya, Mactromya). Zona Oxynotum.

-2,90 m. Alternancia de calizas margosas y margas grises nodulosas hacia la base. Fosiles abundnates: ammonites (Asteroceras), braquiópodos rinconelidos (Homeorhynchia) y lamelibranquios (Liogryphaea, Mactromia, Mya,..). Zona Obtusum.

-1,20 m. Alternancia de margas grises más o menos calcáreas. Abundantes ammonites (Asteroceras), braquiopodos (Cuenirhynchia) y bastantes lamelibranquios (Caenisites, Mactromya, Pholadomya).

-2,25 m.  Alternancia de calizas y margas grises en estratos bien individualizados de 30 cm de grosor, muy continuos lateralmente. Lamelibranquios.

-2,00 m. Calizas nodulosas con margas. Abundantes lamelibranquios Entholium, Mactromya liásica, Pholadomya.

Ejemplar de Griphaea con un colorido rosado.

-8,75 m. Calizas y margas que se presentan en varios niveles nodulosos separados por dos o tres alternancias rítmicas de calizas y margas. A techo banco calizo grueso (+-1 m). En la base aparecen lamelibranquios superficialmente rubefactados o rosáceos y limonitizados. También aparecen ammonites (Asteroceras confusum), braquiópodos, lamelibranquios y restos vegetales.  

-7,20 m. Alternancia de calizas y margas grises a techo pasando a calizas nodulosas con margas y a calizas con interestratos margosos a muro. Planos de estratificación ondulados. Crinoides y lamelibranquios. 

-1,85 m. Calizas grises de patina rosada con interestratos margosos y aspecto noduloso, litográfica a muro. Algunos lamelibranquios y gasterópodos.

-1,50 m. Alternancia de calizas con estratos delgados (10 cm) de margas grises.

-1,70 m. Calizas grises pardas, de patina amarillenta con nódulos ferruginosos a techo.

-5,00 m. Calizas grisáceas claras con interestratos margosos y aspecto noduloso con un estrato calizo de grosor métrico a muro.    

-4,00 m. Nivel similar al anterior.

-4,10 m. Calizas nodulosas grises, magnesionas. Hacia la base rosadas y con superficies de estratificación onduladas y posibles grietas de retracción.

Paso gradual de calizas magnesianas a muro y alternancias de calizas y
margas a techo. (Playa de Peñarrubia; Gijón)

-5,35 m. Calizas magnesianas grisáceas con tonos beiges y pardos. Laminaciones.

-0,65 m.  Brecha singenética de caliza magnesiana gris amarillenta con una delgada intercalación (-15 cm) en la base. Lateralmente pasa a calizas bien estratificadas.

-4,10 m. Calizas magnesianas grises amarillentas o pardas. Mucha calcita.

-2,00 m. Calizas magnesianas grises amarillentas, brechificadas.

-8,65 m. Calizas magnesianas grises amarillentas con algún interestrato margoso.

-2,35 m. Calizas magnesianas brechificadas con un bandeado gris y rosaceo.

-1,50 m. Margas calcáreas grises oscuras o pardas en estratos de 65 cm.

-10,00 m. Calizas magnesianas grises claros con alguna colapsobrecha a techo y vacuolas. Laminaciones onduladas y paralelas.

-13,50 m. Calizas magnesianas grises claros con una laminación que origina un bandeado rosa y gris.

-4,00 m. Calizas magnesianas grises amarillentas con acuñamientos.

-4,00 m. Calizas magnesianas grises bien estratificadas.

-3.00 m. Tramo no visible.

-3,20 m. Calizas magnesianas en estratos gruesos con fuertes acuñamientos y una falla sinsedimentaria.

Falla sinsedimentaria en las dolomias dl El Rinconín (Gijón)

-2,00 m. Tramo cubierto: margas?.

-3,00 m. Calizas magnesianas grises claros en estratos de menos de 50 cm de grosor.

-22,00 m. Calizas magnesianas grisáceas poco estratificadas con una colapsobrecha a techo y muy alteradas a muro en bancos de 80 cm.

-19,00 m. Calizas magnesianas grisáceas mal estratificadas con colapsobrechas.

-12,00 m. Calizas magnesianas grisáceas bien estratificadas.

Dolomias en bancos gruesos en El Rinconin (Gijón)

-5,00 m.  Calizas magnesianas grisáceas en estratos gruesos (2-0,5 m) con una colapsobrecha a techo.

-5,00 m. Calizas magnesianas grisáceas muy alteradas (entre el Piles y Casablanca).

-30,00 m. Tramo correspondiente a la Playa de san Lorenzo. Arcillas y margas abigarradas?.

Afloramiento de dolomias en el lado oriental de la Playa de San Pedro (El Piles)

-7,40 m. Arcillas abigarradas (de techo a muro; amarillentas, gris-verdosas y rojizas) con cuarzos de neoformación y alguna intercalación dolomítica arcillosa aislada. Cerro de Santa Catalina.

-7,70 m. Dolomías arcillosas pardas en bancos gruesos (Santa Catalina). 

-4,00 m. Dolomías amarillentas en estratos de poco espesor.

-3,00 m. Colapsobrechas muy mal clasificadas con clastos angulosos de tamaño bloque de dolomíticas arcillosas grises en una matriz de margas oscuras que lateralmente pasan al tramo superior (ver figura nº 8).  

-8,00 m. Dolomías de pátina amarillenta bien estratificadas con grosores de estrato muy variables llegando a bancos métricos por amalgamientos. En el plano de estratificación más alto ripples de oleaje.

MURO: no visible. Según los sondeos unos 120 m de dolomías con una intercalación margosa. 

Fg. 29: Ripples en un plano de estratificación del Miembro Solis de la Formación
Gijón en el Cerro de Santa Catalina (Gijón).  

TECTONICA:

Poco después de la Orogenia Varisca o Hercínica y de la formación del supercontinente Pangea comenzó un proceso extensional que dio lugar al comienzo de la fragmentación del mismo y a la formación de las cuencas intracratónicas permo-triásicas que se rellenan de sedimentos continentales y posteriormente son invadidas por el mar formándose las cuencas de plataforma marina jurásicas que rodean la Placa Ibérica entre ellas la Cuenca Asturiana y la Vasco-Cantábrica. A esta primera etapa extensiva le sigue una segunda etapa de rifting relacionada con la apertura del Golfo de Vizcaya que termina cuando comienza la inversión tectónica y un evento compresivo causado por el plegamiento alpino. La Playa de Peñarrubia se localiza en una gran estructura sinclinal de amplitud kilométrica (ver mapa geológico de la figura nº 27) con una dirección NW-SE asociada a estos procesos.

 Pese a esta convulsa historia tectónica la sucesión sedimentaria antes descrita en la Playa de Peñarrubia se presenta de forma subhorizontal sin grandes deformaciones de origen tectónico. Solo esta afectada por unos accidentes de poca importancia: en la parte occidental de la Playa aparecen una serie de flexuras formando un tren de pliegues anticlinales-sinclinales muy laxos tal como se puede ver en la siguiente fotografía:

Figura nº 30:  Tren de pliegues muy laxos en la parte occidental de la Playa de Peñarrubia. 

Estos pliegues se diferencian en dos sistemas de direcciones conjugadas uno de NE-SW y otro de dirección NW-SE que afecta al anterior. Se trata de pliegues muy suaves con ángulos entre flancos muy suaves, charnelas redondeadas y planos axiales subverticales. Los pliegues de dirección NE-SW deforman a los de dirección NW-SE por lo que deben de haberse formado posteriormente y ambos sistemas son afectados por las fracturas mayores. En la siguiente fotografía se puede apreciar uno de estos pliegues con un mayor detalle con su charnela subvertical fallada:

Figura nº 31: Charnela anticlinal en la parte occidental de la Playa (Miembro Buerres).

  Además de los pliegues en la Playa de Peñarrubia y solo en marea baja, cuando la rasa marina queda expuesta, se detectan tres sistema principales de fracturas de direcciones NW-SE, NE-SW y E-W y buzamientos subverticales. Son fallas de pequeño tamaño, de desgarre con estrías subhorizontales, con decenas o centenares de metros de longitud y saltos pequeños (decímetros) tal como se puede apreciar en la fotografía de la figura 22. En el Sector oriental de la Playa de Peñarrubia se pueden observar algunas fracturas que afectan a la serie jurásica y que se presentan como fallas directas con movimiento subvertida y fallas inversas tendidas que dan lugar a replegamientos en la serie:

Figura nº 32: Falla inversa muy tendida que ocasiona replegamientos en la rítmica margocaliza. La falla esta afectada por una serie de fracturas directas subverticales.

Estas estructuras se generaron en dos fases tectónicas diferentes: las fallas directas como consecuencia de los esfuerzos acaecidos durante la etapa extensiva o de ritfting que dio lugar a la apertura del Golfo de Vizcaya (Mesozoico), mientras que las fallas inversas y los pliegues se formaron posteriormente (Terciario) durante la compresión alpina. El máximo esfuerzo extensional fue de dirección NNE-SSW, lo mismo que el maximo esfuerzo compresional. En el acantilado también se pueden ver algunos buenos ejemplos de fracturas conjugadas de pequeño tamaño como el caso de estas fallas directas en una de la cuales se puede ver una zona de falla bastante deformada:

Figura nº 33: Fallas conjugadas en la rítmita del Miembro Santa Mera. 

Son muy abundantes las pequeñas fracturas abiertas a través de las cuales han circulado fluidos mineralizantes que han producido procesos de  dolomitización secundaria y la abundante presencia de vetas de calcita blanca.

Figura nº 34: Dolomitizaciones secundarias a favor de pequeñas fracturas transversales a la estratificación. (W de la Playa de Peñarrubia)

VISITA GEOTURISTICA A LA PLAYA: 

Una vez en la playa de Peñarrubia nos haremos a la idea de que hemos retrocedido 183 millones de años y nos encontramos en el Jurasico Inferior, más concretamente en el Pliensbachiense, en lo que seria un mar abierto con una profundidad de 60 a 100 metros (ver figura nº 9) en el que se produciría una sedimentación margo-calcárea de facies nerítica.   

Figura nº 35: Mapa Geológico  de Gijón según el MAGNA 

A lo largo de toda la playa nos encontraremos una litología muy parecida: calizas biomicríticas arcillosas en bancos de 20 a 40 centímetros de espesor alternando con delgados lechos de margas. El conjunto tiene un color gris azulado, negro cuando esta mojado. Abundan las fisuras rellenas de calcita blanca y la estratificación se dispone de forma subhorizontal. Estas rocas pertenecen a la, antes descrita, Formación Rodiles y más concretamente al Miembro Santa Mera.

Figura nº 36: Columna litoestratigráfica según la Hoja de Gijón del MAGNA

Los fósiles son muy abundantes a lo largo de toda la playa, siendo más escasos hacia el Oeste. Entre los más abundantes destacan los siguientes tipos:

CEFALOPODOS:

Ammonites: 

Pertenecen al filo de los Moluscos, clase de los Cefalópodos, subclase Ammonoidea, nombre común de un grupo de cefalópodos extinguidos que solían tener un caparazón en espiral enrollado sobre sí mismo. Estos animales, parecidos a los calamares, aparecieron durante el Devónico, hace unos 380 millones de años, y desaparecieron junto a los dinosaurios al final del cretácico, hace 65 millones de años. El caparazón de los ammonites tenía cámaras, igual que la de su pariente vivo el nautilo. El animal podía moverse hacia arriba y abajo bombeando el agua hacia dentro o fuera de las cámaras al igual que lo hace un submarino, y vivía en la última cámara de la concha, la de mayor tamaño. Algunos tipos de ammonites no tenían un caparazón enrollado; Baculites, por ejemplo, lo tenía recto. Los actuales Nautilus y los Argonautas, son ammonites, auténticos fósiles vivientes.

Fg 37: El ammonite Asteroceras del Pliensbachiense

Los ammonites abundaron en medios marinos de aguas poco profundas en los márgenes de los continentes, aunque fueron unos nadadores bastante lentos y evitaban las aguas de las orillas, dominadas por las olas. También se desarrollaron en los mares continentales, como los que cubrían el interior de Norteamérica durante el periodo cretácico superior, y el antiguo mar Tetis, que una vez ocupó el sur de Europa, el norte de África y partes de Asia. Los ammonites experimentaron distintos cambios reconocibles fácilmente a lo largo del tiempo, y por tanto, son muy útiles como indicadores de la edad de los hábitats marinos. La comparación de los tipos fósiles de ammonites en las distintas capas de rocas indica la edad relativa de éstas.

Figura nº 38: Molde de un gran ammonite en el extremo oriental de la Playa de Peñarrubia

 En la siguiente figura se pueden ver dos fósiles de cefalópodos ammonoideos recolectados por mi en la Playa de Peñarrubia. Por el tipo de enrollamiento y la forma de sus costillas pienso que pueden pertenecer al genero Dactylioceras:

Figura nº 39: Ammonites de la Playa de Peñarrubia (género Dactylioceras?)

Belemnites: 

Muy conocidos desde antiguo, su forma ha dado origen a los nombres populares "balas de moro" o "puntas de rayo" ya que se creía que se formaban cuando un relámpago tocaba tierra.

Aunque ya surgieron animales parecidos en el Carbonífero (hace unos 345 millones de años) los verdaderos belemnites comenzaron a ser abundantes en el Mesozoico, sobre todo viviendo en los mares del período Jurásico y Cretácico.

Fg nº 40: Reconstrucción de un belemnite

El cuerpo del belemnites tenía forma de torpedo rematado en una cabeza grande y con brazos fuertes provistos de ganchos para sujetar a las presas. Como todos los cefalópodos, los belemnites se movían a reacción, emitiendo un chorro de agua. Al igual que el calamar y la jibia, podían librarse de sus depredadores (tiburones e ictiosaurios) lanzando tinta para ocultarse mientras huían a un escondite seguro; esto se sabe porque algunos fósiles excepcionalmente bien conservados tienen los restos del saco de tinta. Tenían una concha dividida en cámaras y llena de gas. Esto les permitía flotar entre dos aguas, de forma parecida a los ammonites, con los que compartieron los mares de la antigüedad. Pero la concha se diferencia de la de los ammonites por ser interna, totalmente recubierta de piel y músculo.

Figura 41: Forma típica del fósil de un rostro

La concha de los belemnites tenía una estructura sólida de forma de bala, llamada rostro, que solía encerrar parte del fragmocono y estaba dispuesta en la parte posterior del animal. Como esta parte de la concha estaba formada por un fragmento sólido de calcita, el rostro se fosilizaba fácilmente y es ahora el resto más común de belemnites.

BRAQUIÓPODOS: 

      

Figura 42: Terebratula

Son invertebrados marinos distintos de los Bivalvos o almejas, ya que su concha esta formada por dos valvas de distinto tamaño, forma y ornamentación.Viven en los fondos fijados a los mismos por un tubo llamado "Pedúnculo". Generalmente prefieren las aguas frías con intenso movimiento, aunque los hay que habitan en mares tropicales. Se alimentan situándose contra la corriente con las valvas abiertas y atrapando con sus diminutos tentáculos el plancton que después de filtrado en su organismo, liberan los residuos.

Desde hace unos 500 millones de años hasta nuestros días, han sufrido varias extinciones, de un total de 2.000 géneros fósiles descritos, sólo quedan unos 70 en la actualidad. La expansión de los bivalvos, fue en detrimento de los braquiópodos.

Fg 43: Caliza jurásica con
terebratulas

En el yacimiento de la Playa de Peñarrubia son muy abundantes dos tipos de braquiópodos:

Terebratulas: Molusco braquiópodo protegido por dos valvas desiguales articuladas por medio de charnela y con agujero o taladro (de ahí su nombre) en el ápice para la salida del pie. Aparecieron en el Devónico y se extienden hasta la actualidad.

En general presentan una concha gruesa, carente de ornamentación, de mediana a grande (1-5 cmts), con una forma variable en longitud y anchura (subcircular, elíptica o subtriangular. Las valvas son biconvexas  y la peduncular mayor que la braquial. Con un rumbo ventral macizo y un forman circular de gran tamaño. Su comisura frontal es muy característica de surciplegada a episurcada con dos pliegues dorsales y un pliegue ventral, salvo en los ejemplares juveniles que tienen recta.

Figura nº 44: El braquiopodo terebratulido Cincta numismalis (Lamarck 1819)

Figura nº 45: Rynchonella

Rynchonellas: Presenta un gran pliegue frontal en la comisura de las dos valvas. Estas valvas están ornamentadas con costillas radiales. Es un fósil muy característico del Jurásico aunque aparece en otras edades.

En la siguiente figura se pueden ver un conjunto de braquiópodos del genero Terebratula recostados por mi en la Playa de Peñarrubia, generalmente se trata de moldes huecos rellenos de cristales (geoda) de calcita:

Figura nº 46: Terebratulas de la Playa de España

BIVALVOS:

Figura nº 47: Trigonia

Trigonias: Genero extinto de bivalvos de ambientes marinos poco profundos. Concha de tamaño grande (4-6 cmts) abombada, equivalva, inequilateral, de morfología trigonal algo ovalada, truncada posteriormente, charnela eschizodonta. Ornamentación externa en base a una quilla crenulada anterior bien desarrollada, que delimita en las valvas dos zonas con diferente ornamentación en base a costillas concéntricas. 

Se alimentaban por filtración y aparecieron en el Triásico medio desapareciendo en el Cretácico superior. En la fotografia de la figura anterior se pueden ver dos ejemplares procedentes de la Playa de Peñarrubia.

Figura nº 48: Ejemplares de Trigonias recolectados en la Playa de España (Gijón)

Figura nº 49: Gryphaea

Gryphaea es un género extinto de moluscos bivalvos del orden Ostreoida que habitaron entre los períodos Jurásico y Eoceno (entre 208 y 36,6 millones de años). Se trata de un género de bivalvos articulados fósiles de la familia Gryphaeidae, como el género Exogyra, muy comunes en Peñarrubia (figura nº 50). 

Estos organismos viven sobre el suelo marino, a poca profundidad,  y posiblemente en grandes colonias. Los fósiles de Gryphaea se caracterizan por tener dos válvulas articuladas bien diferenciadas: una válvula exageradamente curvada hundida por su propio peso en el fango marino, y otra pequeña y plana que tendría función de "tapa". La válvula más grande se asentaba sobre el fondo marino. 

Figura nº 50: Caliza con Gryphaea

El animal vive entre las dos conchas, como las ostras actuales, y las bandas  que presentan las dos válvulas son muy características. En la siguiente fotografía se pueden ver dos ejemplares de griphaeas cretáceas que he recolectado en el gran yacimiento de Oliva (Valencia), se aprecia muy bien la diferencia entre las dos valvas y en uno de ello se puede ver un fósil de un parasito del tipo de un gusano serpúlido:

Figura nº 51: Gryphaeas del Cretácico Inferior de Oliva (Valencia) con parásito serpulido.

En la siguiente fotografía se puede ver una asociación de fósiles típica del Jurásico Inferior de la Playa de Peñarrubia: ammonites, trigonia y rynchonellas recolectados durante una visita realizada a la playa.

Figura nº 52:  Asociación de fauna fósil típica de Peñarrubia (ammonite, trigonia y rynchonellas)

A continuación expongo un par de fotos de una curiosa estructura sedimentaria localizada en la Playa de Peñarrubia: un paleocanal relleno de conchas de rynchonellas.

Figura nº 53: Paleocanal relleno de rynchonellas a modo de clastos detríticos. Lateralmente
se acuña y desaparece.

En las fotos se aprecia la mencionada estructura canalizada, a techo de un estrato de calizas, la estructura que se acuña lateralmente, las conchas de rynchonellas se presenta como geodas rellenas de calcita con un cemento de carbonato cálcico arcilloso.

Figura nº 54: otra fotografía de la estructura canalizada rellena de rynchonellas se observa como se acuña lateralmente.

En la parte occidental de la Playa, donde se localiza la Formación Gijón, escasean los fósiles y solo se pueden ver algunos bivalves de concha fina, pero la erosión marina a dejado al descubierto a los organismos formadores de las calizas y dolomías que constituyen la formación: las algas estromatolíticas:

Figura nº 55: Superficie estromatolítica a techo de un estrato de dolomías de la Formación Gijon (Playa de Peñarrubia).

RECOMENDACIONES PARA LA VISITA:

Una visita a la Playa de Peñarrubia es recomendable realizarla en primavera o en verano, para seleccionar el día hay que consultar la tabla de mareas, pues la Playa queda muy reducida en marea alta y gran parte ella resulta inaccesible, incluidos los niveles más productivos para buscar fósiles. Lo mejor es visitarla en marea baja. Como aviso a navegantes hay que tener en cuenta que la Playa de Peñarrubia esta catalogada como playa nudista por lo que se recomienda que espíritus poco abiertos se abstengan de visitarla.

Figura nº 56: Mapa geológico de detalle de la Playa de Peñarrubia (Fuente: IGME)

Para visitar la playa es recomendable llevar un calzado adecuado, mejor playeros y en caso de ir a buscar algún fósil siempre es necesario llevar un martillo y un escoplo, pues aunque se pueden encontrar fósiles sueltos en el pedreru (trigonias) o en niveles de margas blandas (rynchonellas y griphaea), los ammonites, los belemnites, las terebratulas suelan aparecer en rocas calizas duras.    

La busqueda debe de realizarse en la pared del acantilado o en las rocas desprendidas del mismo, cuanto más recientemente se hayan desprendido, mejor. Tal como se puede ver en la siguiente figura, los ammonites abundan en el extremo oriental de la playa, los belemnites y terebratulas en la parte central y las rynchonellas debajo del restaurante. Las trigonias y las griphaeas aparecen por toda la playa.

Figura nº 57: Principales zonas fosilíferas en la Playa de Peñarrubia

Figura nº 58: Lámina con los principales fósiles jurásicos

1 y 2: Belemnites.
3, 4, 5 y 6: Ammonites.
7: Gryphaea.
8: Bivalvo.
9: Terebratula.
10: Rynchonella.

BIBLIOGRAFIA:

-Hoja de Gijón del Mapa Geológico Nacional a escala 1/50.000 MAGNA (IGME).

- Jose Carlos Suarez Vega.  Estratigráfia del Jurásico de Asturias. Cuadernos de Geología Ibérica (1.974) 

-IELIG CA027. Sección del Jurásico en la Playa de Peñarrubia (Gijón). IGME.

-Valenzuela, M., García-Ramos, J.C. y Suárez de Centi, C. 1986b. The Jurassic sedimentation in Asturias (N Spain). Trabajos de Geología, Universidad de Oviedo, 16, 121-132.

EL CASTILLO DE TUDELA O PICU CASTIELLU

Figura nº 1: Castillo roquero

Situado en una zona estratégica, en el corredor de acceso de Oviedo hacia la Meseta en la Fócara (Olloniego), el Castillo de Tudela controlaba una muy amplia zona geográfica, incluyendo a la propia Oviedo, y el crucial puente medieval que permitía al antiguo camino de León cruzar el Río Nalón entre el Padrún y La Manzaneda. La ubicación del Castillo en lo alto de un escarpado cerro lo convertía en una formidable fortaleza con fama de inexpugnable.

 Según lo expuesto por Florentino González Fernández, en su blog ASTURTSALIA, el castillo se construyo en el año 854, reinando en Asturias Ordoño I, para defender el Reino de las acometidas de los moros del Emirato de Córdoba. Hacia el año 883 el Rey Alfonso III lo reconstruyo como defensa y control de los accesos a la nueva capital del reino: Oviedo. A finales de la novena centuria el Castillo de Tudela es citado como morada temporal de la Corte Asturiana donde el Rey ejerce su potestad legislativa. El Castillo fue destruido intencionada y concienzudamente por el Rey Juan I a finales del siglo XIV.

HISTORIA DEL CASTILLO DE TUDELA:
Algunos autores sostienen que es más que probable la presencia en el Picu Castiellu de un castro anterior al Reino de Asturias, la situación del castillo así lo parece indicar,, ademas hay que tener en cuenta que los celtas ya disponían en la zona del Castro de la Corona de Hierro (Picullanza; Manzaneda) y del Castro de Sardín por lo que controlaban perfectamente este importante paso.

Figura nº 2: El Castro de la Corona de Hierro o Monte Arneo en Picullanza (La Manzaneda).

Por ello es posible que en el Picu Castiellu existiera una  fortificación auxiliar que posteriormente heredarían los romanos y después los asturianos. Solo futuras excavaciones arqueológicas podrían confirmar o desmentir estos extremos.  

Figura nº 3: El Picu Castiellu y el Valle del Balón desde el Castro de la Corona de Hierro.

Varias son las citas que del castillo de Tudela se realiza en documentos antiguos conservados en archivos históricos así en tiempos muy tempranos (año 827) se cita la renovación de la iglesia de San Juan Bautista por el presbitero Pelayo, descendiente de Garcia. En el año 857 Ordoño I hace donación a San Salvador de Oviedo de numerosas iglesias y villas entre las que se encuentra citada de nuevo la Iglesia de San Juan Bautista junto con la de Santiago, ambas "bajo el Castillo de Tudela". En el año 893 reinando Alfonso III se produce una donacion del mismo a la San Martin de Astorga: "en el nombre de Dios, Alfonso, morando en el Castillo de Tudela, residente en el solio del trono de la sede de Oviedo". En el siglo XII y ante el avance de las fronteras del Reino de Asturias hacia el Sur (ver el mapa de la siguiente figura), el castillo perdió su importancia estratégica y el Rey cedió su propiedad a la nobleza.

Figura nº 3: El Territorio del Reino de Asturias entre los años 722 y 910.

Así fue como se hizo con él Castillo el Conde Gonzalo Pelaiz un modelo de la nobleza levantisca asturiana en una época en que los nobles apenas reconocían la autoridad real. Según Carlos Maria de Luis el nombre de Gonzalo Pelaiz aparece por  primera vez en un documento del año 1095, aun sin titulo alguno. Entre 1100 y 1126 su nombre aparece como Potestas (Gobernador), Regente o Cómité ejerciendo casi como un rey. Desde sus castillos de Tudela, Proaza, Gauzon, Buranga y Alba de Quirós, llego a dominar todas las cuencas del Nalón y del Trubia. En 1130 el Rey Alfonso VII  le concede el titulo de Ducem asturianorum y después le nombra Alférez Real.

En 1132 el Conde Gonzalo Pelaiz se rebela abiertamente contra el Rey y se refugia en su inexpugnable Castillo de Tudela. Siguen 5 años de luchas entre Gonzalo Pelaiz y el Conde Suero Bermúdez, noble a las órdenes del Rey, luchas que se centraron en torno al Castillo de Tudela. Las aguerridas tropas asturianas de Don Suero sitiaron a Don Gonzalo en el Castillo de Tudela y le arrebataron el resto de sus fortalezas, pero cuando ya casi lo tenían, la necesidad del Rey de disponer de las tropas de choque asturianas mandadas por Don Suero para la guerra contra el moro, obligo a concertar una tregua, perdonando el Rey a D. Gonzalo, a cambio de la entrega del Castillo de Tudela.

Figura nº 4: Representación de una batalla medieval en un Códice de la época.

Entre 1133 y 1135, Gonzalo Pelaiz permaneció en rebeldía, obligando al propio Rey Alfonso VII a a sitiarlo en su Castillo de Buanga, donde un asalto de las tropas de Don Suero le obligan a rendirse, siendo perdonado, otra vez, por el Rey, esta vez gracias a la intercesión del mismísimo Arzobispo de Oviedo.

Figura nº 5: El Rey Alfonso VII

 Tras una tercera rebelión es apresado y desterrado a Portugal donde murió “febre corruptus, peregrinus in terra aliena”, así si luchando contra el Rey y tratando de recuperar sus castillos asturianos. 

En 1145 el Castillo paso a manos de la Iglesia que lo dejo en poder de otro noble bandolero Gonzalo Peláez de Coalla que lo utilizo de base para sus asaltos y robos en el camino de Castilla. En 1316 y ante el quebranto ocasionado a los mercaderes y a la propia hacienda real, el Rey ordeno a su Alférez Don Rodrigo Álvarez de las Asturias poner fin a la situación y destruir el Castillo, pero las reclamaciones de la Iglesia aludiendo ser la legítima propietaria del Castillo impidieron su demolición. 

Tras la muerte del Rey Alfonso XI estallo una guerra civil entre Pedro I, hijo del Rey, y su hermanastro Enrique de Trastamara, el Castillo de Tudela posesión de Rodrigó Álvarez de las Asturias y ayo de Enrique, tomo partido en esta lucha, a favor del de Trastamara. Enrique de Trastamara, gano la guerra y reino como Enrique II, fue su hijo Juan I el que ordeno, en 1.383, la destrucción del Castillo de Tudela para privar de puntos fuertes a los levantiscos nobles asturianos. El Castillo fue destruido a conciencia y sus estructuras casi desaparecidas, quedando muy pocos restos reconocibles, solamente algún foso, retazos de las murallas y restos de la torre.

Figura nº 6: El Picu Castiellu, simbolo del ocaso de la Edad Media en Asturias

En esta entrada describiré los restos que quedan del Castillo y su disposición en el Picu Castiellu.

SITUACION GEOGRAFICA:

El Castillo se localiza en el Termino Municipal de Oviedo, en la Hoja Nº 53 (MIERES) del M.T.N. a escala 1/50.000. En el punto de coordenadas U.T.M.:

X = 271990

Y = 4798489

Z = 450 m.s.n.m.

Se accede al Castillo por la carretera de Olloniego a La Mortera y desde esta pedanía por un camino asfaltado hasta el Paraje o pedanía de La Focara. En el siguiente mapa se puede ver la situación del Castillo (Pico Castiello).

DESCRIPCION DE LOS RESTOS DEL CASTILLO: 
A continuación expondré las distintas partes que se pueden reconocer del Castillo, tanto “in situ” en el propio Picu Castiellu, como en las ortofotos y en la bibliografia.

Figura nº 8: Ortofoto del Picu Castiellu del vuelo de los americanos (año 1.953)

 El  Castillo de Tudela se clasifica como una fortificación de altura del subtipo 1.1 (Proyecto Castella): fortificación  de muy grandes dimensiones (>100 metros), con estructuras múltiples y complejas, suma de varios recintos (fosos, murallas, terraplenes,....) con una superficie construida de 8.700 m2. 

Figura nº 9: Estructuras del Castillo de Tudela sobre la ortofoto del NOA.

El acceso al Castillo se realizaría desde La Mortera, a través de un camino que bordeando el Picu Castiellu terminaba en la parte meridional del Castillo, según se puede apreciar sobre la ortofoto y sobre el terreno.

Figura nº 10: Primer foso excavado en la roca

El Castillo disponía de tres anillos defensivos tal como se puede apreciar en los siguientes croquis:

Figura nº 11: Perfil del Picu Castiellu con las principales estructuras de la fortificación.

El Primer Anillo defensivo lo constituía un foso excavado en la roca y una muralla de mampostería construida con piedras de areniscas unidas por argamasa y un grosor de 2,5 a 3 metros tal como se puede apreciar en la parte oriental de la estructura del Castillo que es donde mejor esta conservada, aunque su trazado completo puede observarse, con claridad, en la ortofoto.

Figura nº 12: Restos del lienzo oriental de la muralla 

El Segundo Anillo defensivo estaba constituido por un segundo foso perimetral que en la actualidad esta aterrado, posiblemente con los mismos restos de la destrucción del Castillo, y una segunda muralla hoy prácticamente desaparecida.

Figura nº 13: Segundo foso perimetral colmatado

El Tercer Anillo defensivo seria un baluarte constituido por una Torre con doble cuerpo, situada sobre una roca de paredes verticales. Abarca una superficie de 2.400 m2. 

Figura nº 14: Baluarte con el Torreón

La Torre que seria bien un Torreón o una Torre de Homenaje, tendría una planta cuadrada o rectangular y estaría construida al igual que las muralla con piedras unidas por argamasa de un considerable grosor.

Figura nº 15: Pared de la Torre

Otra muralla se extendía a lo largo del camino de acceso al Picu Castiellu, siendo se objeto la protección de los accesos al mismo y del manantial que proporcionaba el abastecimiento de agua a la fortificación.

Una explanada situada al Sur del baluarte podría corresponder al Patio de Armas del Castillo.

Desde el Picu Castiellu se divisa y controla un basto territorio, incluido el paso natural que comunicaba la zona central de Asturias con León y Castilla desde los romanos (Via Carisa) y posiblemente anteriormente. En este punto los romanos construyeron un puente, reedificado en la Edad Media, que permite cruzar el Río Nalón. De ahí su importancia estratégica e importancia como base para todo tipo de tropelías por parte de la nobleza bandolera.

Figura nº 16: Vista hacia el Norte controlando el Valle del Balón y Oviedo.

Mirando hacia el Norte y el Oeste se controla el puente que permitía cruzar el Río Nalón y el tramo del camino de Castilla que discurre entre el Padrún y la Manzaneda. 

Figura nº 17: Vista hacia el Oeste

Hacia el Oeste desde el Castillo se controla el acceso al mismo desde La Mortera y la antigua Vía Carisa:

Figura nº 18: Vista hacia el Este con el Picu Berrubia

Si se mira hacia el Sur se controla toda la zona montañosa del Aramo y parte de la Cordillera Cantabrica.

Figura nº 19: Vista hacia el Sur con la Cordillera Cantábrica.

Tanto la estructura de la fortificacion del Castillo de Tudela con varios anillos defensivos, como la presencia en sus proximidades del Santuario Rupestre del Picu Berrubia, nos indican de la existencia de un asentamiento fortificado, tipo castro, sobre el que se levantaria la fortificacion medieval. En este mismo blog se puede ver una entrada sobre las caracteristicas del Santuario Rupestre del Picu Berrubia.

Figura nº 20: El Picu Castiellu desde el Santuario Rupestre del Picu Berrubia

Una visita al Picu Castiellu debe incluir una parada en Olloniego donde es necesario visitar dos monumentos asociados al Castillo de Tudela: el Puente Medieval y el Palacio de los Quiros.

Puente Medieval: El principal objeto del Castillo de Tudela era controlar y defender el Camino Real de Castilla y más concretamente el paso del Rio Nalón que se realizaba a través de un puente medieval construido sobre otro romano, este puente fue operativo desde, al menos, el siglo XII hasta el año 1676 en que una riada desvío el rio de su curso. Se trata de un puente de 5 arcos y bovedas de los que en la actualidad quedan tres en pie, el arco central es de estilo gotico. 

Figura nº 21: El Puente "Romano" de Olloniego o Puente de San Pelayo.

El Palacio de los Muñiz o Quiros: justo al lado del puente romano se levanta el conjunto monumental que contituye el Palacio de los Quiros.

Figura nº 22: Torre circular

El núcleo original del conjunto lo constituyo una torre circular de 4 pisos de altura construida en mampostería con estrechas saeteras y una puerta abovedada que daba al camino que venia del puente. La construccion de la Torre la realizo la familia Muñiz en el siglo XIV y su función era la vigilancia del puente y el cobro del portazgo que para poder utilizarlo habia que abonar a la Iglesia propietaria del mismo.

A finales del siglo XV se construyo otra torre, esta de sección cuadrada, tambien de mamposteria con sillares en las esquinas con una puerta principal con arco de medio punto, dovelas y ventanas. Quedan los restos de una escalera monumental.

En el siglo XVIII es cuando se levanta el cuerpo que une las dos torres. El conjunto cuenta con una capilla exterior que es el edificio más antiguo, quizá prerromanico.

Figura nº 23: Torre cuadrada, Palacio y Capilla.

CONCLUSIONES:
Recientemente (2018 y 2019) se viene hablando de realizar excavaciones en el Castillo de Tudela con fines de investigación arqueológica. Considero muy adecuada la propuesta pero siempre que se encuadre en una actuación mayor que abarque a todo el conjunto arqueológico de Olloniego compuesto por:

1.- Grabados Rupestres de La Manzaneda (Auriñaciense).
2.- Santuario Rupestre de Berrubia.  
3.- Castro celta de La Corona de Hierro (Primer milenio a.C.) 
4.- Castro celta de Sardin (Primer milenio a.C.).
5.- Castillo de Tudela o Picu Castiellu (Primer milenio d.C.) 
6.- Puente Medieval. 
7.- Palacio de los Quiros. 
8.- Capilla románica del Cementerio de Olloniego. 
10.- Puente del Portalgo sobre el Nalón del siglo XVIII. 

Como la mayoría de estos monumentos no están señalizados y en Internet apenas hay información sobre los mismos, en el siguiente mapa he querido representar su situación geográfica:

Figura nº 24: Mapa con la situación de los principales monumentos del Conjunto arqueológico de Olloniego.

Con esta actuación se pondría en valor el potencial turístico de Olloniego, y por lo tanto de Oviedo, mediante unos recursos turísticos que abarcan una historia que se extiende de manera continuada desde hace 40.000 años.  

En la siguiente fotografía se puede ver el estado de abandono del patrimonio arqueológico de Olloniego. Se trata del altar con pinturas románicas de la capilla del Cementerio de Olloniego:

Figura nº 25: Altar con pinturas románicas de la capilla del Cementerio de Olloniego.

Mina de "El Fornu"

LA MINA DE CARBON DE “EL FORNU” EN TUDELA DE AGÜERIA (ASTURIAS)

Pese a su pertenecía a la Cuenca Carbonífera Central Asturiana, la actividad minera en Tudela de Agüeria ha sido muy escasa, reduciéndose a una sola explotación de carbón importante: la Mina de “El Fornu” y unos aprovechamientos más modernos a cielo abierto y en chamizos (minas de montaña) en la zona del Pico Arenero.

La Mina de El Fornu es una explotación que cerro en los años 50 del siglo pasado, de la que no se dispone de ninguna información, siendo mencionada de pasada en el Archivo de la Jefatura de Minas como; Coto El Forno (1943 – 1960).

Figura nº 1 : Relevo de mineros en la Mina de El Fornu.

En la zona del antiguo concejo de Tudela de Agüeria la actividad minera ha sido muy importante y aun al día de hoy, con todas las explotaciones mineras cerradas, quedan reservas hulleras y gasísticas muy importantes. Vamos a repasar un poco la historia minera: El coto hullero de Tudela Veguín, compuesto por las empresas Hulleras de Veguín, Mina del Valle, La Confiada o La Caprichosa comenzó a estudiarse en 1840 por un grupo financiero inglés, cuatro años más tarde, para su explotación se constituyo la empresa Asturiana Mining Company. En 1850 todas sus propiedades pasarían a manos del Duque de Riansares, para en el año 1861 integrarse en el grupo Cie. Minière et Metallurgique des Asturies, controlado por el financiero Numa Guilhou.

Figura nº 2: Mineros asturianos de la epoca

En 1902 se constituyó la Compañía General Minera, quien abriría, un año después, el Pozo de San Julián de Box o Mina del Valle. Se trata, después del de Arnao, del pozo vertical más antiguo de Asturias. La tipología de su castillete, de mampostería y ladrillo, constituye un ejemplo único en el Principado. Tenía 4 plantas y un plano inferior de tipo auxiliar. Tras 60 años funcionando se cerró en Septiembre de 1966, en su mejor momento llego a emplear a más de 500 trabajadores.

Sobre el año 1910 pasó a ser propiedad de Eugenio Quintana, quien en 1914 crearía la sociedad Hulleras de Veguín, que más tarde pasaría a denominarse Hulleras de Veguín y Olloniego, S.A. Sobre el año 1940, estas explotaciones fueron adquiridas por la empresa Carbones de Veguín.

Figura nº 3: Mineros de Carbones La Nueva.

La explotacion más importante de esta empresa era la mina Confiada III , una mina con un sistema de explotación similar al empleado en HUNOSA, no es lo que se conoce como mina de montaña, en la que la explotación del carbón se realiza por niveles y en sentido horizontal, La Confiada se exploto por series y en vertical. La capa Generala, la veta principal de esa mina, tiene una potencia (ancho) de cinco metros, aunque en este caso sólo se explotaban 2,5 metros.

Su producción anual llego a ser de 30.000 toneladas de carbón y se calculaba que La Confiada tenía reservas para seguir funcionando 25 años más. La empresa Carbones Tudela Veguín, propietaria de la mina, tenía una plantilla de 42 trabajadores. En 1985 se produjo un gravísimo accidente en sus instalaciones pereciendo cuatro mineros, cuyo rescate se prolongó durante dos semanas. Pese a este accidente los mineros coinciden en que se trata de una buena mina.

Los yacimientos carboníferos de Olloniego comenzaron a explotarse a mediados del siglo XIX por la compañía Anglo-Asturiana, para pasar más tarde a manos de la sociedad Carboneras de Olloniego. Tras la fusión en 1918 de ésta compañía con Hulleras de Veguín, se formó una nueva empresa explotadora bajo el nombre de Hulleras de Veguín y Olloniego, cuyo Consejero-Delegado fue Eugenio Quintana.

Figura nº 4: Mina de montaña o "chamizu" en el Fayeu

A partir de 1920 la nueva propietaria se encargaría de modernizar instalaciones, mecanizarlas y levantar lavaderos en su entorno, como el de La Servanda, ampliando sus propiedades con la adquisición, tras la Guerra Civil, con otras minas en las zonas del Caudal y Aller.

La Mina Vicentina fue una de las más importantes del grupo, extrayendo su producción mediante un plano inclinado del que aún se conserva su casa de máquinas y algún edificio anexo (ver fotografía a la izquierda). El 8 de mayo de 1966 pasó a ser la primera cooperativa hullera de España, cediéndose mina e instalaciones a los 80 obreros que componían su plantilla por un importe de diez millones de pesetas. La producción mensual media estaba cifrada en dos mil toneladas.

En la fotografía de la figura de la izquierda se puede ver un "chamizo" o mina de montaña situado muy cerca de la Vicentina.

Figura nº 5: Instalaciones de  La Mina Vicentina

Esta experiencia piloto del gobierno franquista, iniciada bajo el amparo de la Obra Sindical de Cooperación fracasaría poco tiempo después, cerrándose la explotación dos años más tarde. El proyecto consistía en que los trabajadores recibirían su sueldo con arreglo a su trabajo, participando además en una parte proporcional de los beneficios y aceptando el compromiso a asumir los gastos de la explotación y de su amortización, pactada a diez años.

El Acuifero del Rio Serpis

CONTRIBUCION AL CONOCIMIENTO DEL LÍMITE ORIENTAL DEL ACUIFERO CUATERNARIO DE LA MARGEN IZQUIERDA DEL RIO SERPIS (ALQUERIA DE ASNAR; ALICANTE)

El Acuífero Cuaternario de la margen izquierda del Río Serpis es uno de los dos acuíferos en los que se subdivide el Acuífero de Muro de Alcoy (M.A.S. 080.169). Se trata de un acuífero de pequeña extensión superficial, aproximadamente 10 km2 que se extiende por los términos municipales de Concentaina, Alquería de Aznar y Muro de Alcoy.

El acuífero se desarrolla en los niveles detrítico clásticos de granulometría gruesa (conglomerados, gravas y arenas) permeables por porosidad primaria que aparecen dentro de los depósitos de abanicos aluviales distales y terrazas fluviales que constituyen el cuaternario de la parte más oriental de la fosa tectónica de Muro de Alcoy. Estos depósitos cuaternarios tienen un espesor máximo observado de 25 metros y se localizan directamente encima de las margas azules de facies Tap que caracterizan el Mioceno de esta zona del Prebético de Alicante, tal como se puede apreciar en el mapa geológico de la zona (Hoja 821 del MAGNA). 

Mapa Geologico (Hoja 821 del MAGNA)

En la siguiente figura se pueden ver dos perfiles geológicos del Acuífero de Muro de Alcoy, el primero (3 – 3’) en dirección W – E y el segundo (4 – 4’) transversal a este:

Perfiles Geologicos según IGME 

Sin duda necesitan una revisión, sobre todo el perfil 3 – 3’ en su extremo oriental donde el impermeable de base aflora en el cauce del Río Serpis.

Los límites de este acuífero son los siguientes:

-         Occidental: al oeste este acuífero limita con el Acuífero de Muro de Alcoy. Se trata de un límite abierto por donde se produce una entrada lateral de agua subterránea por el sector de Muro de Alcoy y el de Concentaina.

-         Septentrional: es un limite cerrado por los afloramientos de las margas azules tortonienses que constituyen el impermeable de base del acuífero.

-         Oriental: es otro límite cerrado, también por afloramientos del impermeable de base.

Tanto en los estudios realizados por el Instituto Geológico de España, como los realizados por la Diputación de Alicante y por la Confederación Hidrográfica del Júcar, el limite oriental del Acuífero de la Margen Izquierda del Río Serpis y por lo tanto del Acuífero de Muro de Alcoy (M.A.S. 080.169) queda establecido en el cauce del Río Serpis.

Investigaciones recientes que hemos realizado en la zona indican que este límite no es tan preciso y que el cauce del Río Serpis se excava en su totalidad sobre las margas azules en facies Tap del Mioceno, llegando a aflorar estas margas en la margen izquierda de este río. En esta entrada proponemos un nuevo límite para el Acuífero de Muro de Alcoy y lo definimos con precisión en el sector de La Alquería de Asnar.

El límite oriental del Acuífero de la Margen Izquierda del Río Serpis (Acuífero de Muro de Alcoy) viene marcado por la presencia de una serie de surgencias o manantiales que afloran en el mismo contacto del cuaternario con las margas azules que constituyen el impermeable de base del acuífero.

Paleocanal en el contacto Cuaternrio - Terciario

  El contacto entre el cuaternario aluvial y las margas miocenas es un contacto erosivo, muy nítido definido por la presencia de sedimentos detríticos clásticos de granulometría gruesa (conglomerados y gravas) tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía en la que se puede observar un paleocanal excavado en las margas azules junto a estas estructuras canalizadas también se han observado grandes estratificaciones cruzadas.

Estratificacion cruzada en el contacto Q - T.

 En esta fotografia se pueden observar estratificaciones cruzadas de gran angulo asociadas a un paleocanal en el contacto entre las margas tortonienses y los depositos cuaternarios.