EL DESFILADERO DE LAS XANAS: DESCRIPCION GEOLOGICA

La Ruta del Desfiladero de Las Xanas es un clásico dentro del senderismo en el Principado de Asturias. Esta declarada Monumento Natural y figura dentro del Inventario de Puntos de Interés Geológico de Asturias.

 

Se trata de una Ruta de Montaña que discurre entre los pueblos de Villanueva en el Concejo de Santo Adriano y Pedroveya en el Concejo de Quiros, con una longuitud de 8 kilometros (ida y vuelta) y un desnivel de 500 metros en algunos puntos. La Ruta comienza en el Área recreativa de Las Xanas en el PK 11 de la carretera AS 228 y términa en Pedroveya, en el PK 6 de la carretera MO 5 de Argame a La Rebollada.

 

Fotografía nº 1: el pueblo de Villanueva punto de inicio de la Ruta del Desfiladero de Las Xanas.

 

En la siguiente imagen se puede ver la situación de ambos pueblos y del propio desfiladero del Arroyo de Las Xanas en la cartografia digital del SIGPAC.

 

Figura nº 1: Mapa cartografico digital (Fuente: SIGPAC) 

 

Fotografía nº 2: camino excavado en roca caliza.

Se trata de un recorrido de montaña sin grandes dificultades técnicas que discurre, tal como se puede apreciar en la  fotografía de la derecha, por un camino tallado en la roca caliza y cuyo objetivo fue comunicar los pueblos de la ladera occidental de la Sierra del Aramo (Pedroveya, La Rebollada y Dosango) con el valle del Río Trubia.  

 

En la siguiente imagen se puede ver la ortofoto con el tajo, algunos lo denominan "el pequeño Cares", que origina el Arroyo de Las Xanas al atravesar la Sierra de Serandi.

 

Figura nº 2: Ortofoto con el Desfiladero de Las Xanas (Fuente: iMap)

 Geológicamente el Desfiladero de Las Xanas (Sierra de Serandi) se ubica en la ZONA CANTÁBRICA y dentro de las unidades en que se subdivide esta Zona, en la UNIDAD DEL ARAMO, tal como se puede apreciar en la siguiente figura, donde se ha señalado con un circulo rojo la situación del Desfiladero:

 

 

Figura nº 3: Unidades mayores de la Zona Cantabrica (Fuente: Universidad de Oviedo)

 

En la siguiente imagen se puede ver la cartografía geológica de la zona del Desfiladero de Las Xanas según viene en la cartografía geológica digital del IGME. Se puede apreciar la complejidad geológica de la zona con una serie de estructuras geológicas entre las que se incluyen un anticlinal con un flanco fallado y el Anticlinal de Los Xidriales una estructura plegada perfectamente desarrollada. 

 

Figura nº 4: Mapa geológico de la zona (Fuente: SIGECO; IGME)

 

Sobre el mapa geológico de la figura anterior he dibujado (linea azul a trazos) la traza de un perfil geológico que he levantado para una mejor visualización de la estructura geológica y que se puede ver en la siguiente imagen:

 

Figura nº 5: Perfil Geológico de la Ruta del Desfiladero de Las Xanas.

 ESTRATIGRAFIA:

 

Los materiales que afloran a lo largo de la ruta del Desfiladero de Las Xanas corresponden al Paleozoico, siendo los más antiguos del Devónico Inferior y los más modernos del Carbonífero Superior. En la siguiente figura se puede ver la columna litoestratigrafica que figura en la Hoja Nº 52 (Proaza) del IGME que es la que corresponde a esta zona:

 

Figura nº 6: Columna litoestratigrafica de Proaza del MAGNA (Fuente:  IGME) 

 A continuación describiré los distintos tipos de materiales que nos encontraremos en la ruta del Desfiladero de Las Xanas, agrupados por formaciones geológicas, de más los antiguos (muro) a los más modernos (techo):

 

Los materiales más antiguos corresponden al COMPLEJO DE RAÑECES y se localizan en la zona más oriental de la ruta (Pedroveya - La Rebollada) en una zona con muy pobres afloramientos al estar muy cubierta por la vegetación. Son cuarzoarenitas, areniscas calcáreas, pizarras arenosas rojas y pizarras con niveles de calizas, dolomías y margas hacia su parte superior (Formación La Vid). El espesor del Complejo de Rañeces en esta zona se desconoce pues no llega a aflorar su muro y además esta intensamente deformado. Su edad es Devónico Inferior (Emsiense - Gediniense) de 390 a 385 Ma.

 

Encima se situa la FORMACIÓN MONIELLO (o SANTA LUCIA) de naturaleza calcárea esta formada por calizas con laminaciones de algas, calizas dolomíticas y dolomías con intercalaciones de margas pizarrosas. Presenta frecuentemente grietas de desecación y sus fósiles más caracteristicos son los braquiopodos. Su espesor es de 100 metros aunque puede disminuir hasta desaparecer completamente. Su edad es Devónico Medio (Eifeliense) de 385 a 380 Ma. En la siguiente fotografía se puede ver el aspecto de esta formación en la ruta del Desfiladero de Las Xanas.

 

Fotografía nº 3: Calizas y dolomías de la Formacion Moniello en el núcleo del Anticlinal de Los Xidriales.

 A techo de estas calizas aparece una formación eminentemente detrítica: la FORMACION ARENISCAS DEL NARANCO con un espesor medio de 50 metros que va disminuyendo hacia el Este hacia la Cuenca Carbonifera Central. Esta constituida por cuarzoarenitas de grano fino a medio que a muro presentan arcillas amarillas y a techo areniscas ferruginosas con laminaciones parelelas y cruzadas marcadas por diferencias en las concentraciones de Fe. Su edad es Devónico Medio (Givetiense) de 380 a 375 Ma. En la siguiente fotografía se puede ver el aspecto típico de esta formación: areniscas ferruginosas de color morado con marcas de corriente (ripples) en los muros de los estratos.

 

Fotografía nº 4: Las Areniscas del Naranco en Tuñón.

Fotografia nº 5: Areniscas tigre en el Anticlinal de Los Xidriales

En la fotografía de la izquierda se puede observar un detalle de estas areniscas, tal como afloran en la ruta del Desfiladero de Las Xanas, en este caso con su característica facies de "areniscas tigre" denominación debida a su bandeado de distintos colores originado por distintas concentraciones de mineral de hierro. Como veremos posteriormente el alto contenido en hierro de estan areniscas propiciaron un intento de explotación minera en esta zona.

 

 

 

Fotografia nº 6: Crestón de calizas de Candamo.

Sobre esta formación detrítica se situan las Calizas de Candamo o FORMACIÓN BALEAS, unidad estratigráfica de muy reducido espesor (8 m.) que aparece normalmente formando crestones y constituida por calizas muy claras (blancas) fosilíferas con crinoideos, lamelibranquios, briozos, ... Su edad es Fameniense - Tournasiense Superior, es decir en el límite DEVÓNICO - CARBONÍFERO, entre 365 y 350 Ma.

 

Discordantemente por encima de las calizas de Candamo se situan las Calizas Griotte o  FORMACIÓN ALBA una unidad litoestratigráfica muy constante en toda la Zona Cantabrica que en esta zona presenta un espesor de 55 metros.

 

En su base la formación presenta un aspecto tipico de calizas rojizas, nodulosas muy fosilíferas, con una muy abundante fauna de cefalópodos (goniatítes), crinoideos, lamelibranquios, braquiopodos y trilobites. Este contenido en macrofósiles, unido a su color rosado o rojizo y a que se presenta en estratos bien definidos han facilitado su utilización como roca ornamental. En la ruta del Desfiladero de las Xanas esta formación aparece repetida varias veces por plegamiento y con su facies típica tal como se puede ver en la siguiente fotografia:

 

Fotografía nº 7: Caliza griotte (Formación Alba) en el Desfiladero de Las Xanas. El techo queda a la izquierda.
 

Fotografía nº 8: Intercalaciones margosas en las calizas griotte

Hacia el techo de la formación van apareciendo, entre las calizas tableadas rosadas, intercalaciones de margas silíceas de colores rojos y verdes,  asi como radiolaritas rojizas, tal como se puede ver en la fotografia de la derecha que es un detalle del techo de la fotografía anterior .El paso a la siguiente unidad litoestratigrafica es gradual y viene marcado por la desaparición de estas intecalaciones margosas. Su edad deducida por su contenido en goniatítidos y conodontos es CARBONIFERO INFERIOR (Viseiense Superior - Namuriense A) entre los 350 y los 320 Ma.

 

Encima de las calizas griotte, y en transito gradual con las mismas, se situan las Calizas de Montaña o FORMACION BARCALIENTE se trata de una formación calcárea constituida por calizas oscuras (negras), fétidas, bien estratificadas y con una marcada laminación paralela u ondulada, con muy poca o ninguna fauna. Presenta un espesor de 200 a 350 metros. En las siguientes fotografias se puede ver el aspecto típico de estas calizas  en la ruta del Desfiladero de Las Xanas, con su color negro y una marcada laminación horizontal.



Fotografía nº 9: Calizas de Montaña con una laminación paralela muy marcada.

Fotografía nº 10: Calizas de Montaña bien estratificadas.

En el muro de la formación se presenta una estratificación delgada que se va haciendo más masiva hacia la parte media de la formación y vuelve a ser tabular hacia el techo, tal como se puede ver en la fotografía de la derecha. Su edad es CARBONIFERO INFERIOR concretamente Namuriense B - Wesfaliense A de 320 a 305 Ma.

 

Sobre la Formación Barcaliente se situa otra Unidad calcárea la Formación Valdeteja de caracter más masivo. En el perfil del Desfiladero de Las Xanas es muy dificil diferenciar las dos formaciones. Javier Aller da a este conjunto calcáreo un espesor de 1.000 metros en la Sierra del Aramo.

 

Fotografia nº 11: túnel excavado en calizas masivas (Formación Valdeteja?) en el Desfiladero de Las Xanas.

 

Fotografía nº 12: Brecha calcárea

En el perfil del Desfiladero de Las Xanas aparecen unas calizas brechificadas de tonos claros que presentan clastos de calizas laminadas dentro de cemento calcáreo más claro, tal como se puede apreciar en la fotografia de la izquierda. No tengo muy claro si su origen es tectónico o se trata de brechas intraformacionales.



El techo de la serie de la ruta del Desfiladero de Las Xanas viene marcado por la FORMACIÓN SAN EMILIANO (concretamente su Miembro Majúa) constituido por areniscas, lutitas, limolitas, calizas y alguna capa de carbón. Es de edad MOSCOVIENSE (Westfaliense A - B). Según L.P. Fernandez (Trabajos de Geologia 19) el Miembro Majúa tiene, en Quiros, un espesor de 400 a 600 metros y estaría formado por alternancias de intervalos terrígenos (lutitas y areniscas) que en su parte superior pueden presentar capas de carbón con  episodios calcáreos subordinados. En la siguiente fotografía tomada al inicio de la senda del Desfiladero de Las Xanas se puede ver el aspecto típico de esta formación casi muy tapada por la vegetación.

Fotografía nº 13: Aspecto de la Formación San Emiliano al inico de la Ruta del Desfiladero de Las Xanas 

 

Figura nº 7: Mapa paleotectónico (fuente: Colorado  Geosystem)

Para una mejor ubicación en el contexto geológico que hemos descrito anteriormente, debemos de tener en cuenta que durante la parte más baja del Carbonífero Inferior (360-330 Ma. aprox.) la mayor parte de la Zona Cantábrica esta situada en la zona más externa de la cuenca de sedimentación sinorogénica (Cuenca de Antepaís) en una plataforma de aguas relativamente profundas, casi sin aportes sedimentarios por su lejania del frente orogénico y donde se depositaban series de tipo condensado compuestas por pizarras y liditas negras y calizas nodulosas y radiolaritas rojas (calizas griotte) no superando los 15 y 50 metros de espesor, respectivamente. 

Durante el resto del Carbonifero Inferior (330-315 Ma aprox.) una gran parte de la Zona Cantábrica, principalmente su zona central y oriental se mantuvo como una cuenca marina de varios centenares de matros de profundidad. Dicha cuenca estaba poco oxigenada (escasez de organismos fósiles) y apenas le llegaban sedimentos desde la zona emergida, aunque las tasas de sedimentación eran mucho más elevadas que en el periodo anterior (20/25 m/Ma). Durante este periodo se depositarón, en esa extensa zona, espesores de 200 a 300 metros de calizas grises oscuras laminadas (Caliza de Montaña), practicamente sin contenido fosilífero debido al hecho de tener unas condiciones ambientales muy especificas en las que solo podían existir comunidades microbianas capaces de inducir la precitación del carbonato cálcico.

 

ESTRUCTURAS TECTÓNICAS:

 

Toda esta zona esta afectada por las orogenias hercínica y alpídica y por lo tanto se encuentra intensamente deformada con un gran desarrollo de distintos tipos de estructuras tectónicas como pliegues y fallas. Concretamente la Unidad del Aramo esta caracterizada por presentar una serie de cabalgamientos y pliegues que se pueden observar muy bien a lo largo de la ruta del Desfiladero de Las Xanas. Estos pliegues comenzaron a formarse durante el Carbonifero Inferior (Namuriense Medio) durando la deformación hasta el Pérmico, de 315 a 250 Ma.

 

En la siguiente imagen he representado, sobre una ortofoto, los contactos de las diferentes formaciones y estructuras tectónicas que nos iremos encontrando a lo largo de la ruta del Desfiladero del Alba, con lo que podremos hacernos una primera idea de la complejidad tectónica de la zona:

 

Figura nº 8: Principales contactos geológicos a lo largo del Desfiladero de Las Xanas.

Sin duda la estructura tectónica más espectacular de la ruta del Desfiladero de las Xanas es el gran pliegue que se puede ver en el Paraje de Los Xidriales. En la siguiente imagen he dibujado sobre la ortofoto y con mayor detalle que en la figura anterior, la traza del eje  de pliegue en la zona de Peña Rey en la vertiente septentrional del Desfiladero de Las Xanas. Este Anticlinal presenta un núcleo constituido por las calizas de la Formación Moniello. Para su mejor visualización de la estructura he dibujado el contacto (linea blanca de puntos) entre esta formación y las Areniscas del Naranco.  

 

Figura nº 9: Ortofoto con la traza del eje del Anticlinal de los Xidriales

En la siguiente imagen se puede ver este mismo pliegue, pero en la vertiente meridional del Desfiladero, sobre la fotografía he marcado los distintos contactos entre las formaciones que lo constituyen; las calizas de la Formación Moniello que forman el núcleo del anticlinal y que no se ven por estar cubiertas por la vegetación, las Areniscas del Naranco que dan lugar a los canchales, las Formaciones Alba y Baleas que originan un marcado resalte topografico en forma de banda y finalmente los flancos del pliegue formados por la gran acumulación calcárea de la Caliza de Montaña (Formaciones Barcaliente y Valdeteja).
 

Fotografía nº 14: El Anticlinal de Los Xidriales desde el camino de la ruta de Las Xanas

La otra gran estructura tectónica que se puede ver en el Desfiladero de Las Xanas, es el Pliegue fallado del Pico Silvo. En este caso se trata de otro pliegue anticlinal con uno de sus flancos afectado por una importante fractura (un cabalgamiento) tal como se puede ver en el perfil geológico de la figura 5 y en la siguiente fotografía en la que he marcado los contactos entre las distintas formaciones (líneas de puntos) y la traza del cabalgamiento (línea gruesa blanca):

 

Fotografia nº 15: El Anticlinal fallado del Pico Silvo.

 

Fotografia nº 16: Espejo de falla en la Caliza de Montaña

En la imagen anterior se puede ver claramente el escarpe producido en el contacto entre los materiales devónicos menos competentes y por lo tanto más fácilmente erosionables y la Caliza de Montaña más dura.

 

A lo largo del Desfiladero podemos ver varios ejemplos de fallas, en la fotografia de la derecha se puede ver una de estas fracturas que aparece en el borde del camino y que afecta a la Caliza de Montaña. La falla presenta una disposicion subvertical de su espejo y un estriado que indica un desplazamiento horizontal de la misma

 

 

 

 

 

 

ACTIVIDADES ASOCIADAS A LA GEOLOGIA:
 

En el Paraje de la Cueva del Agua y en el mismo borde del camino, tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía, existia una explotación minera hace muchos años abandonada. La galeria esta emboquillada en areniscas de la Formación Naranco, pudiendo apreciarse una laminación cruzada marcada por distintas concentraciones de óxidos de fe.

 

Fotografia nº 17: Boca mina en las areniscas ferruginosas de la Formación Naranco

 

Como en muchos otros lugares de Asturias, el objetivo de la explotación minera eran las areniscas ferruginosas de la Formación Naranco. En la siguiente fotografía se pueden ver, en la galeria de la mina, los típicos tonos rojizos que indican la presencia de óxidos de hierro:

 

Fotografía nº 18: Galeria de la Mina de la Cueva del Agua.

 

En la siguiente imagen, tomada en la parte más profunda de la galeria, se puede ver que el mineral benefiado se encontraba en los niveles más ferruginosos de las Areniscas del Naranco.

Fotografía nº 19: Mineralización de hierro y habitante de las profundidades.

Pasado este punto y a la altura del puente que cruza el Arroyo de Las Xanas, la cubierta vegetal se vuelve más densa, tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía, y ya no es posible ver ningún afloramiento en condiciones, por ello terminare esta descripción geologica de la Ruta del Desfiladero de las Xanas en las cercanas ruinas del Molino de Secundino que se puede ver en la fotografía nº 21.

Fotografia nº 20: puente sobre el Arroyo de Las Xanas.

Fotografia nº 21: Ruinas del molino de Secundino donde todavia se pueden ver las piedras de moler. 

En Internet se pueden encontrar muchas descripciones geograficas y reportajes fotográficos sobre esta ruta, desde el punto de vista geológico la más completa es la que aparece en el blog "Geología y Montaña" de J. Sansegundo.

EL CABO DE GATA: UNA COSTA VOLCÁNICA EN EL MEDITERRÁNEO

El Cabo de Gata que más propiamente deberia de ser conocido como el "Cabo de las Agatas" es un paraje muy singular en la costa del Mediterráneo. Parece un paisaje mas propio de otros lugares más tropicales muy alejados (Canarias, Islandia, Hawai,...). En este lugar se ha instalado un Geoparque que no conocia y que me ha maravillado.

Como del Parque Natural y Geoparque del Cabo de Gata - Nijar hay gran cantidad de información en la Red, no voy a entrar a explicar en profundidad la geografía y geología del mismo y me limitare a dar unas indicaciones generales y a describir los sitios que más me han gustado del recorrido que he realizado. Recorrido que, debido a la extension del Parque y a lo agreste de su orografia, no ha sido todo lo completo que me hubiera gustado.

Como hay muchas cosas muy interesantes que quisiera describir y para no extenderme demasiado y mezclar materias estructurare este articulo en dos partes: un primer post con la geologia (litologias, estructuras volcánicas y tectónicas) y un segundo post con el aprovechamiento economico que de la misma se ha realizado y se realiza. 

A modo de orientacion general en la siguiente figura se puede ver la situación de los principales afloramientos volcánicos neogenos de la Península Ibérica, de los que marcado el del Cabo de Gata y el de las Islas Columbretes, ambos en el Mar Mediterráneo.  

Figura nº 1: Principales afloramientos de vulcánismo neogeno en la Península Ibérica (Fuente: Wikipedia)

 El Cabo de Gata se encuadra dentro de las Zonas Internas de la Cordillera Bética, en la Provincia Volcánica del SE de España. En la siguiente figura se puede ver un mapa geologico simplificado del Geoparque en el que se puede apreciar como el Cabo de Gata es un complejo distinto y separado de la Cuenca Almería - Nijar por un accidente tectonico de gran envergadura: la Falla Carboneras-Serrata, una estructura de más de 100 kilómetros de longitud y que esta relacionada con una linea de debilidad cortical de la que hablaremos despues.    

Figura nº 2: Mapa geológico simplificado (Fuente Parque Natural Cabo de Gata - Nijar)

 Las rocas volcánicas que vamos a describir se formaron en un proceso de rifting abortado que se produjo desde comienzos del Mesozoico. El punto más álgido de este proceso se produjo durante el Mioceno Inferior cuando se conectaron las fosas tectónicas del Rin y del Ródano con las fosas del borde oriental de la Península Ibérica, proceso que continuo a lo largo del Mioceno Medio con la conexión de estas fosas con las del Rif maroquí y posteriormente con las Islas Canarias. El proceso continua en la actualidad pero muy atenuado. 

En la siguiente imagen se puede ver un mapa (Galdeano 1990) con la distribución de los principales accidentes tectónicos a lo largo de la linea de debilidad cortical que género el inico del proceso de rifting.

Figura nº 3

 Otra teoría atribuye el origen del volcánismo del SE español  a la sucesión temporal de dos procesos: el primero hace 65 m.a en el Cretácico Inferior -Paleoceno cuando se origina un fenomeno de subducción causado por la tectónica compresiva alpina en el cual subduce el suelo oceánico del Tethys bajo la Placa Africana lo que provocó la hidratación de la litosfera de la placa suprayacente y finalmente el choque entre las placas Ibérica y Africana acompañado de un engrosamiento cortical.

 El segundo proceso, que es el que origina los volcanes del Cabo de Gata, tuvo lugar hace 15 M.a, en el Mioceno - Plioceno, en un ambiente distensivo entre ambas placas tectónicas, en el cual el material astenosférico asciendo bajo el orogéno bético - rifeño y produce la fusión de los materiales corticales suprayacentes y su salida hacia la superficie siguiendo las fracturas. Por lo tanto el del Cabo de Gata es un magmatismo íntimamente asociado a la evolución estratigráfica y tectónica de la cuenca sedimentaria en la que se encuentra (Calaforra y Rigoll, 2.012).

Las rocas más antiguas dentro del Geoparque corresponden con el volcánismo temprano del Mioceno Medio - Superior (Serravaliense - Tortoniense) con una edad de 15,7 a 6 M.a. Se trata de rocas volcánicas calcoalcalinas del grupo de los magmas intermedios (50 a 65% de Si) que varian de dacitas anfibólicas a andesitas piroxénicas que se presentan con distintos tipos de facies: masivas (coladas o pitones), piroclástica grosera (aglomerados volcánicos o brechas piroclásticas) o piroclástica fina (tobas).

Una buena parte de los edificios volcánicos del Cabo de Gata presentan signos de haberse formado bajo el mar (Figura nº 4). Algunos de estos edificios llegaron a emergen como islas configurando un extenso archipielago de domos volcánicos en torno a los cuales, en un mar más calido que el actual, se desarrollaron arrecifes de coral, bien como atolones o bien como arrecifes costeros.

Figura nº 4: Bloque diagrama del vulcánismo del Cabo de Gata (Fuente: www.cabodegata.com)

El volcánismo calcoalcalino s.s. del Cabo de Gata esta formado por basaltos, andesitas, dacitas y riolitas formadas en varios ciclos separados por niveles sedimentarios marinos y esta limitado al Norte por la Falla de Carboneras. Simplificadamente, cada ciclo comenzó por fases volcánicas muy explosivas, representadas por flujos piroclásticos (ignimbritas), depósitos de oleada (surge) y termino con la formación de domos volcánicos, coladas de lava y brechas autoclásticas. Las dataciones radiométricas (K/Ar) de las lavas y los fósiles encontrados en los niveles sedimentarios intercalados, indican que este volcánismo se desarrollo desde los 17 M.a hasta los 8 M.a de Langhiense a Tortoniense Superior (Libro guía del Geodía 12 (Almería)).

Como voy a describir rocas ígneas insertaré unos diagramas que de forma general sirvan de recordatoria de las clasificaciones de las mismas. 

En la siguiente figura se puede ver un bloque diagrama que relaciona cada tipo de roca ígnea con su composición mineralógica, porcentaje en sílice y granulometría.

 

Figura nº 5: Bloque diagrama de las rocas ígneas (Fuente: Google)

 

En la siguiente figura se puede ver la conocida serie de cristalización de Bowen con la formación de los distintos tipos de minerales que constituyen las rocas ígneas en función de la temperatura de cristalización:  

Figura nº 6: Serie de cristalizacion de Bowern (Fuente: Google)

 

Figura nº 7 (Fuente Google)

 Para clasificar las rocas ígenas es muy utilizado el diagrama rómbico de la clasificación simplificada del IUSG. En la zona del Cabo de Gata nos encontramos en el vértice derecho del rombo en las rocas más calcoalcalinas (basaltos, andesitas...).

Una vez realizada la introdución al vulcánismo del Cabo de Gata, voy a describir, ilustrando con fotografías e imagenes los distintos lugares que he visitado:

El Cabo de Gata, propiamente dicho, esta formado por un domo, no muy extenso (ver cartografía geológica) de rocas de tipo calcoalcalino: dacitas y andesitas anfibólico-biotíticas. En la siguiente fotografía se puede ver el extremo mas meridional del Cabo, el conocido "Arrecife de Las Sirenas" formado por este tipo de litologías. 

Fotografía nº 1: Arrecife de Las Sirenas en el Cabo de Gata

Muy cerca del Faro del Cabo de Gata en la Punta baja, estas rocas se presentan con una marcada disyunción columnar lo que ha facilitado su aprovechamiento como cantera de adoquines, aprovechamiento económico del que hablaremos en el siguiente capítulo.

Fotografía nº 2: Andesitas con disyunción columnar en el Domo de Punta Baja.

Según Soriano et al. (2.010), observadas al microscopio las andesitas están constituidas por grandes cristales de  plagioclasa, ortopiroxeno y clinopiroxeno, pudiendo aparecer cristales de anfibol (hornblenda), biotita y cuarzo. Estos cristales van incluidos dentro de una matriz vitrea que puede representar hasta el 50% de la roca. Las rocas del Cabo de Gata presentan un relativo alto contenio en sílice, así como de  aluminio y calcio, un contenido moderado en sodio y bajos contenido en potasio y fosforo.  En la siguiente imagen se puede ver una microfotografía de una muestra de la cantera de adoquines en la que se puede apreciar la presencia de cristales prismaticos (piroxénos?) dentro de una masa microcristalina de plagioclasas.

Fotografía nº 4: Microfotogarfia de una muestra del Domo de Punta Baja con fenocristales prismaticos

El Domo del Cabo de Gata  se encuentra situado entro de una gran masa de rocas volcánicas conocida como "edificio Revancha-Sabinal-Cabo de Gata" situado entre la localidad de La Boca del Fraile y el propio Cabo de Gata. Esta gran masa de rocas esta formada por andesitas piroxénicas con o sin alteración endógena y brechas piroclásticas del mismo tipo de rocas.

En la siguiente fotografía se puede ver la costa entre el Cerro de la Vela Blanca y el Cerro del Berronal (al fondo) incluida la Playa de Mónsul. En primer termino se puede apreciar una colada de andesitas con disyunción columnar sobre ignimbritas blancas.

Fotografía nº 5: La costa desde el Cerro de la Vela Blanca

 Ente la Cala de la Media Luna y la Playa de Mónsul se puede ver un magnifico ejemplo de una cúpula volcánica con disyunción columnar:

Fotografía nº 6: Disyunción columnar en cúpula.

En el siguiente gráfico se puede ver un esquema idealizado de la formación de este tipo de estructuras volcánicas:

Figura nº 8: Esquema de la formación disyunción columnar (Fuente: Parque Natural Cabo de Cata - Nijar)

En la Playa de Mónsul aparece otro tipo de litologia muy abundante en todo el Geoparque: las brechas autoclásticas o piroclásticas de andesitas que en esta playa afloran formando una curiosa forma conocida como la "ola petrificada de Mónsul".

Fotografía nº 7: La ola petrificada de la Playa de Mónsul.

No, no estais equivocados, el sitio os suena solo teneis que poner en la playa a Sean Connery espantando unas gaviotas en la pelicula "Indiana Jones y la última cruzada" para daros cuenta que ya habiais visto esta localización.

Estas brechas piroclásticas o aglomerados volcánicos se formaron durante erupciones acaecidas hace 10 o 12 M.a y la roca resultante esta constituida por fragmentos angulosos de andesita, con tamaños de 1 cm a medio metro, incluidos dentro de una matriz más clara de tamaño ceniza-lapilli constituida por cristales y espículas de vidrio. Posteriormente la erosión marina y eólica produce, en este tipo de materiales, las características morfologías en visera.

 

En la siguiente fotografía se puede ver un detalle de esta litología se trata de una brecha de aspecto caótico formada por grandes bloques decimétricos y cantos muy angulosos de andesita dentro de una matriz, más fina, de la misma composición andesítica.

Fotografía nº 8: Detalle de la fotografía anterior

 

 Estas brechas piroclásticas se formaron al discurrir una lava con cierta viscosidad por el terreno con el consiguiente enfriamiento de la misma. Este rápido enfriamiento produce la retracción y separación de grandes bloques de roca dentro de una matriz de fragmentos más pequeños. Los fragmentos grandes más angulosos se redondean por el desgaste producido al chocar unos con otros. Cuanto más lejos se esté de la boca de emisión de la lava, la matriz será más abundante y el tamaño de los fragmentos más fino. El resultado de este proceso son rocas volcánicas constituidas por fragmentos angulosos de tamaños muy variables (desde milimétricos a métricos) englobados en una matriz de grano más fino.

En la siguiente figura se puede ver un esquema con la formación de las disyunciones columnares y brechas piroclásticas de las fotografías anteriores (5, 6, 7 y 8):

 

Figura nº 9: Esquema del Domo de Mónsul (Fuente: Geología del entorno árido almeriense)

En esta misma playa aparecen coladas de andesitas que presentan una estructura porfídica con una matriz vitrea o microcristalina. Están constituidas, principalmente, por fenocristales de plagioclasas y piroxenos que no llegan a constituir más del 50% del total de la roca. Las plagioclasas son ideomorfas y con zonado concéntrico mientras que los piroxenos se presentan como cristales prismaticvos alargados. La matriz, con una gran proporción de vidrio, presenta microlitos tabulares de plagioclasa y piroxenos que pueden aparecer entrecruzados o dispuestos alrededor de los cristales.

En la siguiente imagen se puede ver un ejemplo de este tipo de litologia con fenocristales prismaticos en una matriz de plagioclasas:

Fotografía nº 9: Microfotografía de una andesita de la Isleta del Moro con fenocristales primaticos. 

Todo el conjunto de brechas piroclásticas y coladas de andesitas se sitúan sobre flujos piroclásticos (ignimbritas) de color blanco que afloran a lo largo de toda la costa (Cala Rajada, Cala de la Media Luna, Playa de Los Genoveses, ....). Se trata de ignimbritas dacítico - riolíticas que en el MAGNA vienen descritas como "materiales tobáceos de color muy claro formados por una matriz de cenizas o lapilli de escasa densidad y compacidad que siempre han sido descritos intercalados entre materiales calcoalcalinos (andesitas piroxénicas o anfibólicas). Tienen una estructura porfídica o piroclástica con matriz vitrea. Están formados por  cuarzo, plagioclasas, piroxeno y anfibol o biotita".

Estos materiales se forman al depositarse un flujo de pómez constituido por una dispersión de gases y sólidos, con una gran concentración de fragmentos y relativamente pocos gases, por lo que tienen una alta densidad y baja viscosidad. El pómez es un fragmento vesicular de color claro procedentes de magmas ácidos a intermedios.Generalmente se trata de flujos laminares con líneas de corriente lisas y paralelas entre si que no llegan a cortarse. La velocidad del flujo de transporte oscila entre los 50 y los 350 m/s y su extensión superficial puede ser enorme. Estos depósitos, salvó los muy violentos, están controlados por la topografía y sus espesores pueden variar entre los pocos decimetros y los 100 metros.

 En las siguientes fotografías se pueden ver algunos de los sitios donde aparecen estas litologías:

Muy cerca del Cabo de Gata aparecen las ignimbritas blancas de la Cala Rajada que se pueden ver en la siguiente fotografía en primer término, al fondo las coladas de andesitas piroxénicas del Cerro de la Vela Blanca y en el mar, a la derecha, se puede apreciar el Arrecife del Dedo formado por andesitas piroxénicas masivas muy oscuras por su contenido en manganeso. 

Fotografía nº 10: Ignimbritas de Cala Rajada, al fondo el Cerro de la Vela Blanca y el Arrecife del Dedo.

En la siguiente figura se puede ver el corte geologico que interpreta a la fotografía anterior:

 

Figura nº 10

 En la siguiente fotografía se puede ver las ignimbritas no soldadas del Morrón de Los Genoveses con su típico color blanco y estructura porfídica, son abundantes los fragmentos tamaño lapilli (ignimbrita lapillífera) y algunos fragmentos de mayor tamaño incluidos en una matriz de tamaño ceniza compuesta de fragmentos de cristales (cuarzo, biotita y plagioclasa) y partículas de vidrio soldadas. Aparecen fragmentos de pómez aplastados y soldados (fiamme). La ignimbrita puede presentar aspecto bandeado.

Fotografía nº 11: Ignimbrita lapillítica del Morrón de Los Genoveses

A techo de las ignimbritas blancas aparece un nivel gris con una marcada laminación que corresponde a depósitos volcánicos de tipo "surge"  o depósitos de oleadas piroclásticas como se puede apreciar en la siguiente fotografia.

 

Fotografía nº 12: Depósitos "surge" a techo de la ignimbrita blanca. Morrón de Los Genoveses.

 

Se trata de un depósito finamente estratificado con fragmentos más o menos alineados con la superificie de estratificación. Tienen una estructura planar o ligeramente ondulante como se puede ver en la fotografía anterior. Su composición mineralógica es identica a la de la ignimbrita que tiene a muro.  

 

Las ignimbritas se situan sobre andesitas con disyunción columnar lo que favorece que la ignimbrita se haya introducido por las fracturas dando lugar a un reticulado muy curioso que se puede ver en la siguiente imagen, además de una mineralización de cobre de la que hablaremos en el siguiente post.

Fotografia nº 13: contacto andesitas columnares - ignimbritas.

Fotografía nº 14: Muestra de mano de ignimbrita

En muestra de mano la ignimbrita es una roca muy ligera (pumita) de color blanco con alguna tonalidad rosácea, de grano muy fino y ligeramente laminada, tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía. Se presenta muy poroso por disolución de algunos de sus componentes minerales.








 

Atravesando las andesitas e ignimbritas descritas anteriormente aparecen numerosos diques dacíticos de color rojizo que resaltan en el paisaje por su mayor dureza. Describire el Dique de Punta Colorada que se localiza en la vertiente septentrional del Cerro de la Vela Blanca.Se trata de un dique de direccion NW-SE de menos de una decena de metros de potencia que da lugar a un resalte topografico en forma de cresta siendo su terminación en el mar la Punta Colorada. El dique esta compuesto por dacitas rojizas que atraviesan andesitas e ignimbritas, tal como se puede apreciar en la siguiente fotografia. 

Fotografía nº 15: El dique dacítico de Punta Colorada.

La dacita es una roca ígnea de composición inteemedia entre la riolita y la endesita muy frecuente en muchos domos volcánicos. Es una roca de caracter intermedio con un alto contenido en hierro que le otorga su color rojizo. Formada por plagioclasa, biotita, hornblenda, augita, cordierita y eustatita, también puede contener cristales de cuarzo, granate, andalucita y sillimanita. Su textura es afanítica y porfídica  con cristales de gran tamaño. Se asocia a magmas calcoalcalinos contaminados por asimilación de corteza en zonas de subdución.

Fotografía nº 16: Dacita del dique de Punta Colorada.

En la siguiente fotografía se puede ver el aspecto de la dacita del dique de punta colorada: se trata de una roca muy dura colorada (roja por alteración) de textrura microcristalina con porosidad por disolución de minerales. Tal como se puede apreciar en la fotografía anterior cuando se altera toma una tonalidad rojo oscura y presenta un aspecto oquerosos debido a la meteorizacion eólica.






La cota más alta de la Sierra del Cabo de Gata son los cerros conocidos como Los Frailes (493 msnm). Se trata de dos domos de una misma caldera volcánica. En la sigueinte fotografía se pueden ver estas montañas desde el fondeadero de la Isleta del Moro. 

Fotografía nº 17: Los Frailes desde la Isleta del Moro

La formación del volcán o caldera volcánica de los Frailes se produjo en dos ciclos: el primero, conocido como Frailes I, de composición andesitica anfibólica y el segundo a Frailes II de composición andesitica piroxánica. Ambos ciclos están apoyados sobre la prolongación hacia el Este de las andesitas y dacitas del Cabo de Gata (edificio La Revancha-Sabinal-Cabo de Gata).

El ciclo Frailes I es discontinuo y a dado lugar a domos y brechas autoclásticas con un nivel intermedio de colada piroclástica pumítica. Este ciclo contiene niveles sedimentarios intercalados. Por el contrario el El ciclo Frailes II es continuo y ha producido coladas de lava, los dos domos sumitales y brechas piroclásticas de formación poco o nada explosiva. Otras manifestaciones volcánicas presentes en los Frailes son los diques y domos de composición dacítica biotítica - anfibólica que cortan a los materiales del ciclo Frailes I y que serian las manifestaciones más meridional del grupo volcánico dacítico de Rodalquilar-Rellana-Garbanzal.

La propuesta de una sucesion generalizada de ciclos que comienzan siendo muy explosivos para terminar con extrusiones subvolcánicas (domos) no es valida para la formacion del Complejo volcánico de Los Frailes. La revisión de los datos geocronológicos y de la disposición de losa materiales permiten considerar que las andesitas piroxénicas del ciclo Frailes II pudieron ser comtempóraneas o posteriores a las dacitas ignimbríticas del grupo Rodalquilar.

En la siguiente imagen se puede ver el corte geológico de la fotografía 17:

Figura nº 11 (Fuente: Geología del entorno árido almeriense) 

Una vez descritos los lugares que he visitados en la zona del Cabo de Gata expondré otros sitios de gran interes geológico exientes en otras áreas del Geoparque. En el conocido como "Distrito de Rodalquilar" (Grupo Rodalquilar-Rellana-Garbanzal) el volcánismo se diferencia del visto en el Distrito del Cabo de Gata por el predominio de las andesitas anfibólicas que, según se describe en el MAGNA, presentan una estructura porfídica seriada con matriz hipocristalina. Los fenocristales son de plagioclasas (50% an), anbibol (hornblenda prismática)  y piroxenos prismaticos e ideomorfos.

En Rodalquilar encontramos las siguientes litologías: una ignimbrita basal, dacitas ignimbriticas con tobas y dacitas biotíticas anfibólicas rojo violáceas que se pueden presentar intensamente alteradas. En la siguiente fotografía se pueden ver las ignimbrtitas de Rodalquilar con su característico color blanco y el veteado de color marrón debido a la presencia de goethita y el de color amarillo a la presencia de jarosita.

Fotografía nº 18: Ignimbritas en la Mina de Rodalquilar

En la siguiente fotografía se puede apreciar el característico aspecto de las dacitas rojo-violáceas de Rodalquilar con su aspecto oquesoro.

Fotografía nº 19: Daciatas rojo-violáceas de Rodalquilar.

Fotografía nº 20: rocas muy alteradas en Rodalquilar

 Esta litologia también se presenta con una intensa alteración endógena y las rocas estan  muy trituradas por la fracturación tomando el aspecto caótico que se puede ver en la  fotografia de la derecha tomada en el cargadero de mineral de las Moinas de Rodalquilar.

En la próxima entrada del blog describire el yacimiento de oro de Rodalquilar con un mayor detalle, tanto en su aspecto geologico como minero.




Siguiendo hacia el Norte continuan los afloramientos volcánicos singulares. En la siguiente fotografía se puede ver el aspecto oscuro que presentan  las brechas piroclásticas de andesitas piroxénicas en Las Negras (de ahi el nombre del pueblo):

Fotografía nº21: El Cerro de la Viuda en Las Negras

 En el Geoparque también abundan las brechas líticas autoclásticas cuya formación es debida a un enfriamiento brusco y fragmentación del material volcánico al entrar en contacto con el agua, son facilmente identificables por su aspecto caótico y abundantes clastos. En la siguiente imagen se puede ver el aspecto de estos materiales:

Fotografía nº 22: Brechas autoclásticas en la Cala del Plomo.

Aunque fuera de los limites de la Sierra del Cabo de Gata, al Norte de la Falla de Carboneras, cerca de Nijar, y durante el Messiniense (hace 6,2 M.a.) una extrusión dacítica atravesó el basamento metamórfico alpujárride y las rocas sedimentarias de la base del Terciario y dió lugar al Complejo volcánico del Hoyazo que posteriormente fue fosilizado por un arrecife de coral.

Fotografía nº 23: Ortofoto con la situación y vista aerea del Hoyazo de Nijar (Fuente: Bing)

Por un proceso de inversión del relieve las rocas volcánicas han quedado expuestas en una depresión formada en la cima del cerro y rodeada por un anillo de rocas carbonatadas arrecifales que destacan por su mayor dureza, dando lugar a la geomorfología que se puede ver en la ortofoto de la anterior figura.

Las rocas volcánicas del Hoyazo de Nijar vienen descritas en el MAGNA como dacitas biotíticas con cordieritas y granates. Por otro lado Muñoz-Espadas, Martinez-Frías y R. Lunar (2.000) las clasifican como dacita labradorítica-cordierítica-biotítica con granates, de textura porfídica seriada y con la matriz vitrea constituyendo el 50% del la roca. Sus componentes principales son:  biotitas, granates, cordieritas, cuarzo y en menor cantidad sillimanita, plagioclasa, hornblenda, piroxeno y otros. Se diferencian de las dacitas del Cabo de Gata por su mayor contenido en potasio, titanio y azufre y un menor contenido en calcio para un mismo porcentaje de silice.

En la siguiente fotografía se puede ver el aspecto que presenta en interior del Cráter del Hoyazo con la presencia de dos espolones de dacitas masiva en el centro y de un escarpe formado por calizas arrecifales rodeando el afloramiento volcánico.

Fotografía nº 24: Cráter del Hoyazo de Nijar

Fotografía nº 25: Enclave con granates.

Muy característicos de las dacitas del Hoyazo son los enclaves, de los que aparecen dos tipos: metamórficos e ígneos. Dentro de los primeros el más abundante es el gneísico con muy abundentes cristales de granates, biotítas y cordieritas.

Estos enclaves se han considerado como restitas de una filita con biotita y granate del basamento alpujárride. Se estima que se formaron a una temperatura de 850ºC y  a una presión de 5 a 7 kbars.

En la sigueinte fotografia se puede ver uno de estos enclaves de color gris con granates en una dacita muy alterada.

ESTRUCTURAS TECTONICAS;

Durante el recorrido realizado no he visto muchas estructuras tectónicas, salvó gran cantidad de fracturas de las que expondré las más interesantes:

En la  fotografia siguiente, realizada en el camino del Faro del Cabo de Gata al Faro del Cerro de la Vela Blanca, se puede ver un contacto mecánico entre una ignimbrita blanca  y una andesita rojiza.

Fotografía nº 26: contacto fallado entre ignimbritas y andesitas.

Fotografía nº 27: Falla en andesitas. Puerto de San José

En el acantilado del Puerto de San Jose se puede ver una falla muy bien desarrollada en andesitas. La falla subverticalizada presenta una zona de falla bien desarrollada con abundante material triturado: harinas y bechas de falla.














Los contactos del dique dacítico de Punta Colorada, con los materiales en los que esta intruido, estan mecanizados: el contacto septentrional es una falla con estrias que muestran un movimiento horizontal, mientras que el contacto meridional es una fractura alabeada, tal como se puede ver en la siguiente composición fotográfica:

Fotografía nº 28: El dique dacítico de Punta Colorada y sus contactos mecánicos.

Sin embargo la estructura geológica más interesante esta relacionada con la neotectonica que afecta a los depositos cuaternarios recientes y más concretamente a los niveles de playas fósiles que aparecen muy bien desarrollados y expuestos en la zona de la Rambla de Las Amoladeras. En la sigueinte fotografia se puede ver un escarpe de direccion perpendicular a la costa que afecta a uno de estos niveles de playas fósiles:

Fotografía nº 29: Plano de falla afectando a los depósitos de una playa fósil del Cuaternario (Rambla de Las Amoladeras)

DEPOSITOS SEDIMENTARIOS:

Fosilizando todo este conjunto volcánico, tanto en la Sierra del Cabo de Gata como en Nijar, se encuentran sedimentos terciarios. Estos depositos estan formados por areniscas, calcarenitas y calizas de algas del Tortoniense y estan coronados por calizas arrecifales del Mesiniense. En la siguiente fotografía se pueden ver estas litologías en el Playazo de Rodalquilar:

Fotografía nº 30: Las areniscas y calcárenitas del Miembro Azagador del Complejo Marginal (Tortoniense)

Tanto en esta localidad como en otras en donde estos materiales aparecen muy bien expuestos, como la Cala del Cuervo en Las Negras, estan formados por areniscas, areniscas calcáreas, calcarenitas y calizas de algas de color blanco amarillento con una características estratíficacion cruzada de gran escala y que el MAGNA atribuye al Miembro Azagador del Complejo Marginal. Las areniscas pueden presentar algunas bioturbaciones y las calcarenitas niveles con abundantes lamelibranquios.

Las calizas arrecifales se presentan casi siempre coronando las partes altas de los cerros. Se trata de calizas blancas bioconstruidas casi exclusivamente por el coral Porites que pueden presentar, además, otros fósiles como bivalvos, moluscos, etc.... En la siguiente fotografia se puede ver la Bateria de San Juan en el Playazo de Rodalquilar que esta construida sobre estas calizas arrecifales:

Fotografia nº 31:La Bateria de San Juan (EL Playazo de Rodalquilar)

Fotografía nº 32: Vista de la Mesa de Roldán

 Estas calizas se presentan en afloramientos de extensiones y espesores muy variables, de los pocos metros hasta llegar a alcanzar los 30 metros en zonas donde alcanzan un gran desarrollo, como la Mesa de Roldán donde incluso llegaron a ser explotadas en cantera. En la  fotografía dela izquierda se puede observar la potencia del nivel de calizas arrecifales de la Mesa de Roldan.



En la Mesa de Roldán las calizas arrecifales, con abundantes pectínidos, reposan directamente sobre brechas piroclásticas de andesitas piroxenicas, tal como se puede ver en la siguiente imagen compuesta:

Fotografía nº 33: Calizas arrecifales sobre brechas piroclásticas andesiticas (Mesa de Roldán)

El fósil dominante en estas calizas es el coral Porites lobatosepta que se puede presentar en forma de láminas o tubos, aunque tambien aparecen algas rojas, lamelibranquios (Pecten), equínidos, gasterópodos y serpúlidos. En la siguiente fotografía se puede ver uno de estos corales:

Fotografía nº 34: Ejemplar de Porites (Batería de San Juan en El Playazo de Rodalquilar)

Sobre todo este conjunto vulcano-sedimentario neogéno se situan depositos sedimentarios más modernos de edad Plioceno-Holoceno y que estan formados por depositos de origen mixto marino-continental (playas y dunas) y continentales (abanicos aluviales).

En Los Escullos y en la Playa de Los Genoveses aparecen dunas fosilizadas. En los Escullos se encuentra la duna fósil más grande del Cabo de Gata, se formo hace 128.000 - 100.000 años y esta compuesta por arenas oolíticas (eolianitas) de color blanco con numerosas laminaciones cruzadas y una marcada meteorización eolica tipo "taffoni". En la siguiente fotografía se puede ver el Castillo de San Felipe construido sobre esta duna y al fondo los domos volcánicos de Los Frailes:

Fotografía nº 35: Duna fósil de Los Escullos al fondo Los Frailes

En la Playa de Los Genoveses aparece un campo dunar en el que coexisten dunas fosilizadas con dunas vivas. En las dunas fosilizadas de arenas blancas en las que se pueden ver gran cantidad de estructuras sedimentarias típicas de estos ambientes de deposición, como las laminaciones cruzadas en surco de la siguiente fotografia.

Fotografía nº 36: Duna fosilizada en la Playa de Los Genoveses

Muy cerca, en la Playa de Mósul, tenemos otro ejemplo de duna viva en este caso una duna rampante que desde la playa va cubriendo la ladera del cerro que limita la playa por el Norte. Esta duna comenzo a formase hace unos 2.500 años y es del tipo "barján" o de "media luna". En la siguiente fotografía se puede ver como la arena asciende por la ladera y va cubriendo el cerro volcánico:

Fotografía nº 37: Duna rampate de Mónsul

 En la siguiente fotografía se puede ver el campo de dunas de la Playa de los Genoveses, sin duda una de las más interesantes desde el punto de vista geológico de todo el Parque Natural y támbien una de las más bonitas:

Fotografía nº 37: Dunas vivas de la Playa de Los Genoveses, al fondo San José.

El otro tipo de depósitos marino-continental que aparece en el Cabo de Gata corresponde a los niveles de playas fósiles muy desarrollados en la zona de Las Amoladeras. Estas playas fósiles se formaron por la migración del mar desde el interior hacia su posición actual. En la Rambla de Las Amoladeras se pueden observar hasta 4 niveles de playas fósiles con edades de 250.000, 180.000, 128.000 y 95.000 años. La playa más antigua esta formada por sedimentos detríticos gruesos: arenas gravas y cantos, como se puede ver en la siguiente fotografía. Este nivel contiene restos de fauna muy similar a la actual y se encuentra separada de los otros tres niveles por una duna fósilizada. Los últimos tres niveles de playas fósiles se encuentran separados entre si por superficies erosivas y presentan fósiles del gasterópodo "Strobus bubonius" que actualmente vive en mares calidos tropicales por lo que el clima, cuando se depositaron estas playas, debio de ser más calido que el actual, lo que indicaria la existencia en la zona del Cabo de Gata de una alternancia de periodos cálidos y fríos.

En la siguiente fotografia se pueden ver estas playas fósiles formadas por niveles de granulometia gruesa (gravas y cantos) con abundante matriz arenosa. Los clastos se presentan imbricados y aparecen estratificaciones cruzadas de gran escala y megaripples.

Fotografia nº 35: Niveles de playas fósiles en la Rambla de Las Amoladeras.

RESUMEN:
Uno de los mejores sitios de España para realizar turismo geológico es el Cabo de Gata. En este Geoparque se pueden observar una gran variedad de rocas volcánicas: desde ignimbritas a aglomerados volcánicos pasando por coladas andesíticas y diques dacíticos, támbien abundan las estructuras volcánicas como calderas, domos, cupulas, disyunciones columnares,etc.... Todo un complejo volcánico fósilizado por arrecifes de coral facilmente accesibles. Todo esta muy bien expuesto dentro de un Parque Natural de gran encanto paisajístico con algunas de las mejores y más tranquilas playas y calas de todo el Mediterráneo. La zona posee un clima perfecto para la observación geológica con más de 3.000 horas de sol al año, una temperatura media anual de 19º C y la pluviometría más baja de toda Europa lo que crea un clima subdesertico que genera el único desierto de Europa: el Desierto de Tabernas que se encuentra muy cerca de este Parque Natural.

SUMMARY:

One of the best places in Spain for geological tourism is the Cabo de Gata. In this Geopark can observe a variety of volcanic rocks: from ignimbrites to volcanic agglomerates through andesitic flows and dacitic dikes, volcanic structures abound as boilers, domes, cupolas, columnar disjunction, etc .... All of a complex volcanic by fossilized coral reefs easily accessible. Everything is very well exposed in a natural park of great natural charm with some of the best and quietest beaches and coves of the Mediterranean. The area has a perfect climate for geological observation with more than 3,000 hours of sunshine a year, an average annual temperature of 19 C and the lowest rainfall in Europe creating a sub-desert climate that generates the only desert in Europe: Tabernas desert that is very close to this Natural Park.

En esta última imagen se puedes ver los lugares en los que he realizado las fotografias que ilustran este articulo.