La Cordillera Ibérica
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La Cordillera Ibérica Profesores: José Enrique Tent Manclús Alice Giannetti José Francisco Baeza Carratalá Alfonso Yébenes Calizas oncolíticas de Higueruelas
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La Cordillera Ibérica
Profesores:José Enrique Tent ManclúsAlice GiannettiJosé Francisco Baeza CarrataláAlfonso Yébenes
Calizas oncolíticas de Higueruelas
Tomada de Vera, 2004
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1. Introducción
Esta guía surge como documento complementario al campamento de prácticas de campo de la asignatura de Geología Histórica y Regional del Grado de Geología de la Universidad de Alicante. El objetivo principal de este campamento es el conocimiento de los materiales sedimentarios del Paleozoico, Triásico y Jurásico de la Cordillera Ibérica.
1. 1 La Cordillera Ibérica
El Paleozoico de la Cordillera Ibérica aflora en los núcleos de las Cadenas Ibérica y las Cadenas Hespéricas, como una serie de afloramientos arrosariados que no tienen conexión superficial con el Macizo Ibérico. Gozalo y Liñan (1988) sistematizan las unidades tectónicas que de Este a Oeste son (Figura 1): Herrera, Mesones y Badules. A estas unidades hay que añadir una cuarta, la de Albarracín, que incluye los diferentes afloramientos de las Cadenas Hespéricas (Liñan et al., 1991).
La Unidad de Herrera es la más oriental e incluye materiales que van desde el Cámbrico Superior al Pérmico formando una estructura de pliegues y cabalgamientos que enmascaran un flanco de buzamiento general hacia el NE, quedando delimitada al Este por los materiales de la Depresión del Ebro y al Oeste por la Falla de Datos. La Unidad de Mesones está constituida por materiales precámbricos y cámbricos cabalgantes sobre los de la Unidad de Herrera, a veces en forma de isleo. El límite Este lo constituye la Falla de Datos y el Oeste la Falla de Jarque. La unidad de Badules se caracteriza por presentar materiales que van desde el Precámbrico hasta el Ordovícico Inferior, que buzan hacia el SO y que se disponen en sucesivos cabalgamientos intracámbricos; al Este queda delimitada por la Falla de Jarque y al Oeste por el Terciario de la Depresión del Duero y su prolongación con el de la Depresión de Calatayud-Teruel. La Unidad de Albarracín comprende cerca de una veintena de afloramientos con materiales ordovícico-pérmicos que presentan un buzamiento general hacia el SO, está fuertemente plegados y se disponen en varios frentes de cabalgamiento sobre la cobertera mesozoico-terciaria (Liñan et al., 1991).
2. Itinerario
En este apartado se describen las sucesivas paradas de la excursión. Es importante resaltar que en cada parada se verá una parte de la geología de la Cordillera Ibérica. Al final las distintas “piezas” deben ser unidas por cada alumno para obtener el puzzle final que dé sentido global a la excursión: la geología de la Cordillera Ibérica.
IMPORTANTE: LAS FOTOS DEL INFORME DEBEN LLEVAR ESCALA.
2.1 PRIMER DÍA (Alicante-Teruel)Salida: Pabellón de Deportes (UA) a las 8 horas en dirección Albacete (Figura 2).
1. Parada 1_1. 9:00 horas. Ayora. Parada técnica. A las 9:30 salida hacia la siguiente parada.
El Castillo de Ayora se sitúa sobre la Formación Dolomías tableadas de Imón del techo del Triásico, está intercalada entre dos niveles evaporíticos, los Yesos de Ayora a muro y las facies
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evaporíticas de las Carniolas Cortes de Tajuña y/o anhidritas de Carcelén (rehidratadas). (Figura 3)
2. Parada 2_1. 10:45. Carretera N-330 entre Jarafuel y Jalance. Muschelkalk más K1. Salida antes de las 11:45 horas. Figura 4.
A lo largo de esta carretera se define la Formación Arcillas y Yesos de Jarafuel (K1) (Figura
Figura 1: Principales afloramientos del Paleozoico de la Cordillera Ibérica (Tomada de Liñan et al., 1991).
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Figura 2: Itinerario desde Alicante hasta Ayora.
Figura 3.- Alumnos tomando nota de la Dolomía tableada de Imón, los Yesos de Ayora y Anhi-drita de Carcelén.
5). En esta parada se van a ver las características de esta formación y como se diferencia de la Formación Areniscas de Manuel (K2). En dirección a Cofrentes y por contacto mecánico aflora el muschelkalk con techo hacia la misma dirección (Figura 6). Se realizarán observaciones de las facies bioturbadas (Figura 7) y del contacto entre muschelkalk (Figura 8) y la Formación Arcillas y Yesos de Jarafuel (K1).
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Figua 4: Itinerario desde la parada 1_1 a la parada 1_2 por el valle de Ayora.
Figura 5: Sección de la N330 donde se aprecia las caracteristicas estratigráficas del K1
3. Parada 3_1. 12:00 horas. Castillo de Cofrentes. Panorámica. Salimos a las 13:00 horas. Figura 9.
En el cerro del Castillo hay un mirador donde se puede ver una panorámica de la zona y luego se debe ver la naturaleza litológica del cerro del castillo (Figura 10).
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Figura 6: Recorte de la Hoja MAGNA 745 de Jalance (Lendinez González y Tena-Davila Ruiz, 1976) de la parada 1_2.
Figrua 8: Dolomías amarilletas a techo del muschelkalk.
Figura 7: Facies muschelkalk bioturbadas.
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Figura 9: Trayecto desde la parada 1_2 a la Parada 1_3 en Cofrentes.
Figura 10: Rocas Igneas en el Castillo de Cofrentes.
Figura 11: Trayecto desde la parada 1_3 hasta la parada 1_4.
4. Parada 4_1. 14:30 horas. Talayuelas. Parada a comer. Salimos a las 15:30 horas. Figura 11.
Paramos cerca de un depósito de sal de la carretera para comer de bocadillo. Como entretenimiento buscar por el suelo los diferentes fósiles que hay. Se trata de materiales del Jurásico Superior Figura 12.
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Figura 12: Porción del Mapa geológico MAGNA de Lan-dete (637) al norte de Talayuelas donde hacemos la 4 parada.
5. Parada 5_1. 16:00 horas. Sección de Hontanar. Salimos a las 18:00 horas. Figura 13.
En esta parada se podrá ver una sección del Jurásico de la Cordillera Ibérica. Por cuestiones de logística la parada será una parada corta y conviene ver toda la sucesión. Hay que hacer observaciones en todos los niveles y no sólo en los niveles fosilíferos.
Llegada a Daroca sobre las 20 horas.
Figura 13: Trayecto de la parada 1_4 a la 1_5.
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2.2 SEGUNDO DÍA (Daroca-Murero).Salida desde Daroca a las 9 horas.
1 Parada 1_2 Murero. Rambla de Valdemiedes. Figura 14.
En el paraje de la Rambla de Valdemiedes se han arreglado 3 sendas geológicas. Se trata de una zona protegida así que podemos mirar, ver y tocar pero no hay que llevarse nada, hay que dejar que se erosione sobre el terreno. En esta zona afloran las siguientes formaciones cámbricas (de muro a techo):
Formación ValdemiedesFormación MansillaFormación Murero
Figura 14. Itinerario desde Daroca hasta Murero donde se hará la parada 1_2.
Parada técnica. Comida en Daroca.
2 Parada 2_2
Varias paradas por la carretera de Carretera de Fombuena (A-1506) (Figura 15). Donde veremos los materiales del Ordovícico. Fm Cuarcita Armoricana, Fm Castillejos, Fm Fombuena y Fm Caliza de Cistoideos (Figura 16 y 17).
Terminamos hacia las 18:00.
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Figura 15. Itinerario desde Daroca por la carretera A-1506 en dirección a Fombuena.
Figura 16. Recorte del mapa geológico de Daroca (465) de los alrededores de Fombuena donde: 8: Cámbrico Inferior, 20: Cuarcita armoricana, 21: Alternancia de pizarras y areniscas cuarcíticas. Margas con Briozoos. Calizas y dolomías con Cistoideos. Pizarras a techo, 22: Cuarcitas blancas, 23: Pizarras negras, 25: Buntsandstein y 26: Muschelkalk.
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Figura 17. Columna del Ordovícico en los alrededores de Fombuena (Tomado de Del Moral, 2010).
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2.3 TERCER DÍA (Daroca-Nogueras).Salida 8:30 horas, tras desayunar en Daroca.
1 Parada 1_3 Bádenas (Figura 18).
La sedimentación durante el Devónico Inferior y Medio es rítmica, en la que la secuencia va variando rítmicamente entre una facies somera y energética (facies renana) y otra facies profunda y muy poco energética (facies hercínica). El conjunto está integrado por un gran número de formaciones: Nogueras, Santa Cruz, Mariposas, Castellar, Ramblar, Loscos, Peña Negra, Molino, Monforte, Moyuela, Recutanda, Barreras, Salobral y Cabezo Agudo, de mayor a menor antigüedad.
La sedimentación durante este periodo puede ser representada, con variaciones de escala, por la siguiente secuencia (Carls, 1988):
1) Se inicia con una repentina interrupción de los aportes siliciclásticos, lo que produce una acumulación de conchas y de pequeñas cantidades de arenas lavadas enriquecidas en minerales pesados y pequeñas concreciones de fosforita, con acumulaciones de restos de peces y conodontos, lo que marca una sedimentación muy lenta. La fauna predominante son braquiópodos de gruesa concha y fuertes costillas típicamente renanos (Spiriferacea, Chonetidae) junto con braquiópodos de medio pararrecifal, crinoides de tallo grueso y algunos corales (rugosos y tabulados).
2) Depósitos de pequeño espesor de calizas y margas, con lutitas intercaladas; esta sedimentación marca una mayor profundidad y un descenso de la energía, lo que favorece una diversidad faunística máxima: briozoos ramificados e incrustantes, corales rugosos y tabulados (pero no se
Figura 18. Intinerario desde Daroca a Bádenas.
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llegan a producir biohermos), crinoides abundantes que formarían praderas, braquiópodos con gran variedad tanto de faunas de baja energía (Leptaenidae, Stropheodontidae, Chonetidae, Atrypidae) como de alta energía (Spiriferacea). Los bivalvos, gasterópodos, cefalópodos y trilobites no son tan abundantes. También aparecen algunos elementos pelágicos dentro de las faunas como los conodontos y Tentaculites.
Ambos conjuntos están depositados en fondos marinos bien aireados, con abundante bioturbación.
3) Sigue aumentando la profundidad, produciéndose una sedimentación de lutitas negras en un fondo anaerobio de muy baja energía, con lo que desaparece el rico bentos característico del conjunto anterior. Estas características se encuentran en el Miembro superior de la Formación Mariposas, Formación Moyuela (parte alta), Formación Barreras y comienzo de la Formación Cabezo Agudo. La fauna es de tipo pelágico con Tentaculites, bivalvos, braquiópodos epiplanctónicos y escasos ammonoideos. En ocasiones, las condiciones del medio no son tan restrictivas y este tiene una cierta oxigenación, apareciendo una mayor variedad de los grupos anteriores junto con representantes de ostrácodos y trilobites.
4) Al llegar nuevos aportes procedentes de áreas poco profundas, y establecerse un medio intermareal somero se inicia una alternancia de lutitas y lutitas arenosas con estructuras de corriente y retrabajamiento, y con una fuerte bioturbación (facies renanas). En estas condiciones la fauna dominante está constituida por braquiópodos de concha gruesa.
En el techo se forman potentes niveles de arenas muy lavadas, que suelen coincidir con los cambios hidrodinámicos que marcan una nueva transgresión.
Figura 19. Itinerario de Bádenas a Nogueras donde se realizarán varias paradas.
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2 Parada 2_3 Carretera de Nogueras a Villar de los Navarros.
Observamos las formaciones inferiores de la secuencia devónica. Hay que fijarse en los ritmotemas (secuencias rítmicas). Figura 19.
3 Parada 3_3 Museo de Santa Cruz de Nogueras. Teléfono: 978 739 025.
En Santa Cruz de Nogueras tienen un pequeño museo con los fósiles que aparecen por los alrededores será un buen momento para ver buenos ejemplares. Salida hacia Daroca antes de las 13:30 horas.
Comida en un área de servicio en la autovía Mudejar.
Parada 4_3: Ojos Negros. (Figura 20). Llegada a las 16:00 hasta las 16:30 horas.
Observaciones en los niveles del buntsandstein.
Parada 5_3 Minas de Ojos Negros. Llegada a las 16:30 hasta las 18:30 horas.
Entramos a la mina y subimos hacia la corta, donde veremos una estupenda sección del Ordovícico
Figura 20. Itinerario de Santa Cruz de Nogueras a Ojos Negros.
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que hay que dibujar e interpretar.
Parada 6_3 Jardín de rocas de Ojos Negros. Parada técnica. Salida a las 19:30 horas.
2.4 CUARTO DÍA (Daroca-Orea)Salida a las 8:00 (Figuar 22).
Parada 1_4 Carretera entre Orea y Checa. Salimos a las 13:00 horas hacia Teruel.
Sección del Paleozoico del Alto Tajo (Figura 23). Hay una parada preparada para geoturismo donde nos esperará el autobús.
Parada 2_4 Comida en los alrededores de Dinopolis.
A las 15:00 horas llegamos a Teruel-Dinopolis. A las 17 horas debemos partir sin falta hacia Alicante, para llegar entre 19:30 y 20:00.
3. Unidades litoestratigráficas
A continuación se describen las carácteristicas generales de la unidades litoestratigráficas tomado de Tent-Manclús (2003).
Figura 21. Detalle de los Conglomerados de la Hoz del Gallo (base del buntsands-tein). Autor: A. Sopeña. (Tomado de Vera, 2004).
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Figura 22. Itinerario de Daroca a Orea.
Figura 23. Diamictitas de la Formación Orea. Carretera de Orea a Checa.
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En esta guía de campo se ha utilizado la nomenclatura estratigráfica de la Guía Estratigráfica Internacional, cuya primera versión fue editada por Hedberg (1976; traducida al castellano en Hedberg, 1980), y de cuya última edición (Salvador, 1994), se ha extraído una versión abreviada (Murphy y Salvador, 1999; traducida al castellano en Reguant y Ortiz, 2001).
El registro estratigráfico está constituido por el conjunto de cuerpos rocosos que forman la corteza terrestre. Este registro puede ser dividido en diferentes tipos de unidades estratigráficas. Para la definición de unidades estratigráficas se utilizan determinadas características o propiedades de los cuerpos rocosos. Conviene tener en cuenta que la posición estratigráfica del cambio en una característica no tiene porque coincidir con la de otra propiedad o característica. En consecuencia, las unidades basadas en una característica no tiene porque coincidir con las basadas en otra. Así pues, no es posible expresar la distribución en las rocas de todas sus características con un solo conjunto de unidades estratigráficas. Se requieren varios conjuntos de unidades. No obstante, todas las clasificaciones están estrechamente relacionadas, ya que expresan distintos aspectos de los cuerpos rocosos y se usan para conseguir los mismos objetivos de la estratigrafía: establecer un marco geocronológico que permita determinar la arquitectura estratigráfica de los cuerpos rocosos que constituyen el relleno de las cuencas sedimentarias y, finalmente, reconstruir su historia.
Los cuerpos rocosos se pueden clasificar en diferentes categorías, cada una de las cuales dispone de sus propias unidades. Las unidades mejor conocidas y más utilizadas corresponden a las cinco categorías siguientes (Salvador, 1994; Murphy y Salvador, 1999; Reguant y Ortiz, 2001; Ver Figura 24):
- Unidades litoestratigráficas. Unidades sin significado temporal, basadas exclusivamente en las características litológicas de los cuerpos rocosos. Los principales términos utilizados para referirse a unidades litoestratigráficas serán: Grupo, Formación, Miembro, Capa (s).
- Unidades limitadas por discontinuidades. Cuerpos rocosos limitados superior e inferiormente por discontinuidades significativas en la sucesión estratigráfica. Las unidades limitadas por discontinuidades se denominan Sintemas (Reguant y Ortiz, 2001).
- Unidades bioestratigráficas. Unidades basadas en el contenido fósil de los cuerpos rocosos. Estas unidades corresponden a los diferentes tipos de biozonas.
- Unidades de polaridad magnetoestratigráfica. Unidades basadas en los cambios de orientación (inversiones) del magnetismo remanente de los cuerpos rocosos que reciben el nombre de zonas de polaridad.
- Unidades cronoestratigráficas. Unidades basadas en la edad de formación de los cuerpos rocosos. Incluyen: Eonotema, Eratema, Sistema, Serie, Piso, Cronozona (Figura 2).
Figura 24.- Resumen de categorías y términos utilizados en la clasificación estratigráfica.
Aunque cada unidad litoestratigráfica se formó durante un determinado intervalo de tiempo, estas unidades casi siempre carecen de sentido cronoestratigráfico (con excepción de las capas correspondientes a eventos) y el tiempo no juega prácticamente ningún papel a la hora de definirlas superficies de tiempo si se siguen lateralmente (Hedberg, 1980).
Las formaciones definidas formalmente se escribirán con mayúscula, las informales asentadas en la bibliografía se nombran con minúscula. Cuando hay un conjunto litológico con características propias para ser definido como formación pero falta un estudio más completo para su mejor conocimiento se referirá como “unidad litológica”.
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y de establecer sus límites. Así, tipos casi idénticos de roca se repiten una y otra vez en la sucesión estratigráfica y, tarde o temprano, los límites de casi todas las unidades litoestratigráficas cruzan
3.1 Las Formaciones del Cámbrico de la Ibérica (Figura 25).
Formación Valdemiedes
Edad: Bilbiliense en su parte inferior y Leoniense en su parte superior. El límite Bilbiliense-Leoniense es considerado por diversos autores como el límite Cámbrico Inferior-Medio, y justo debajo de él hay un evento de extinción llamado evento Valdemiedes.
Breve descripción: litología variada con predominio de lutitas, lutitas margosas y areniscas finas, con abundantes nódulos carbonatados y colores gris azulados, gris verdosos y amarillentos. Hay intercalados niveles carbonatados de espesores decimétricos a métricos, la mayoría de ellos dolomíticos de colores ocres obscuros, y algún nivel calcáreo.
Contenido fósil: abundan los trilobites polímeros, trilobites miómeros, braquiópodos (Trematobolus simplex) e ichnofósiles
Interpretación: ambiente sublitoral, que en ocasiones es abrigado, dentro de un pulso regresivo. Los materiales de la misma que se depositaron durante el pulso transgresivo, posterior al evento Valdemiedes, se formaron en condiciones sublitorales no abrigadas, como indica la presencia en el Leoniense de faunas de polímeros cosmopolitas y pelágicas (agnóstidos).
Formación Mansilla
Edad: Leoniense a Caesaraugustiense (Cámbrico Medio)Breve descripción: presenta niveles lutíticos rojos y violáceos, intercalados con calizas y dolomías
nodulosas (facies griotte), también pueden presentar algunos niveles intercalados de colores
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Figura 25. Columnas sintéticas del Cám-brico de la Ramas Aragonesa de la Cordi-llera Ibérica y de la Sierra de la Demanda, y su correlación (Tomado de Vera, 2004).
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grises o verdosos. La litología se compone de lutitas con gran cantidad de nodulos carbonatados que llegan a formar verdaderos bancos de calizas y dolomías nodulosas con finas intercalaciones lutíticas; algunos de los niveles carbonatados son de tipo bioclásitico.
Contenido fósil: abundan los trilobites polímeros, braquiópodos, icnofósiles, esponjas y equinodermos.
Interpretación: marino de alto fondo, con formación de pequeños montículos algales y céspedes de equinodermos y esponjas (tipo arrecifal s. l.) y las facies que lo rodeaban.
Formación Murero
Edad: Caesaraugustiense (Cámbrico Medio)Breve descripción: lutitas y lutitas margosas de colores verdes y gris-azulados, con algunas
intercalaciones de arenisca fina, que se hacen más abundantes hacia el techo de la unidad; a lo largo de toda la formación aparecen nódulos carbonatados, que se van haciendo cada vez más esporádicos conforme se sube en la secuencia.
Contenido fósil: trilobites polímeros, trilobites miómeros, braquiópodos, equinodermos, icnofósiles, anélidos, hiolítidos, poríferos e incertae saedis.
Interpretación: ambiente sublitoral abierto e incluso circalitoral.
3.2 Las formaciones del Ordovício y base del Silúrico de la Cordillera Ibérica (Figura 26).
Formación Cuarcita Armoricana
Edad: Arenig Superior (Ordovícico)Breve descripción: está formada por dos miembros cuarcíticos en bancos gruesos, separados por
100-150 m de alternancias de areniscas, limolitas y cuarcitas impuras. Contenido fósil: icnofósiles Skolithos y Cruziana.Interpretación: ambientes litorales, en los que abundan los organismos suspensívoros de infauna,
responsables de los abundantes Skolithos.
Formación Castillejos
Edad: Oretaniense-Dobrotiviense (Ordovícico).Breve descripción: lutitas con fisibilidad (“pizarras”) y areniscas, predominando las primeras en la
mitad inferior de la unidad y las segundas hacia su parte alta. Se apoya en disconforme sobre la Cuarcita Armoricana, mediante un miembro basal pizarroso con capas de hierro oolítico.
Formación Fombuena
Edad: Katiense Inferior (Caradoc medio alto, Ordovícico).Breve descripción: de muro a techo es un banco de oolitos ferruginosos, nivel de margas ricas en
fósiles y alternancia de areniscas y arcillitas (lutitas con fisibilidad).
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Figura 26. Correlación entre las unidades litoestratigráficas del Ordovícico y Silúrico de las Cordilleras Ibérica y Costero-Catalana. Las líneas verticales representan lagunas estratigráficas (Tomado de Vera, 2004).
Contenido fósil: briozoos, braquiópodos, crinoides, gasterópodos, equinodermos y graptolites bentónicos.
Formación Caliza de Cistoideos
Definida por Hammann, 1992.Edad: Katiense (Ashgill inferior y medio, Ordovícico).Breve descripción: lutitas, margas y calizas con un nivel de oolitos ferruginosos a la base. Contenido fósil: Equinodermos, briozoos, trilobites, braquiópodos y conodontos.Interpretación: complejos arrecifales dominados por cistoideos, equinodermos pelmatozoos, y
briozoos y facies adyacentes.
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Formación Ojos Negros
Edad: Kralodvoriense (Ashgill, Ordovícico)Breve descripción: calizas crema y dolomias marronacéas masivas a estratificadas y lenticulares
con intercalaciones de rojas de calizas y arcillitas. Contenido fósil: trilobites, equinodermos, ostrácodos y conodontos. Interpretación: plataforma emergida que sufrió procesos de karstificación produciendo un
enriquecimiento en Fe y Mg. Ligado al inicio de la glaciación finiordovícica.
Formación Pizarras de Orea
Edad: Hirnantiense (Ordovícico)Breve descripción: areniscas calcáreas, diamictitas con clastos de dolomías y calizas de varios
tamaños y brechas y canales conglomeráticos. Contenido fósil: conodontos en los clastos y trilobites muy escasos en la matriz.Interpretación: depósitos glaciomarinos de la glaciación Hirnantiense del norte de Gondwana.
Formación Los Puertos
Edad: En la parte inferior de la unidad se encuentra el límite Ordovícico-Silúrico.Breve descripción: areniscas y conglomerados blancos con raras intercalaciones de arcillitas. Interpretación: ambientes costeros con bajíos que progradan.
Formación Bádenas
Edad: Llandoveriense-Ludlowiense (Silúrico Inferior)Breve descripción: lutitas con fisibilidad oscuras ricas en graptolites (“pizarras con graptolites”).
Esporádicamente se intercalan niveles de sedimentación arenosas de ambientes someros y oxigenados. La parte inferior contiene numerosos niveles graptolíticos del Telychiense (Llandoveriense superior).
Contenido fósil: graptolites, acritarcos, quitinozoos y en los niveles arenosos braquiópodos, trilobites, cefalópodos y crinoides.
Interpretación: facies de cuencas oceánicas anóxicas que permitían la conservación de los restos orgánicos planctónicos de los graptolites. A veces se intercalan niveles oxigenados de ambientes someros.
3.3 Las formaciones del Devónico de la Cordillera Ibérica (Figura 27).
Formación Nogueras: Calizas lumaquélicas, margas, limos y lutitas con algunos paleocanales arenosos.Formación Santa Cruz: Rocas siliciclásticas (areniscas y lutitas) con algunas capas carbonatadas y presenta ritmotemas.Formación Mariposas: alternancia de lutitas y calizas con faunas que cambian de típicamente
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Figura 27. Columnas estratigráficas sintéticas de los materiales devónicos de las Cordilleras Ibérica (depresión axial del río Cámaras y Tabuenca) y Costero-Catalana (Tomado de Vera, 2004).
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renanas (aguas someras) a hercínicas (hemipelágicas); sus últimos 20 m están formadas por lutitas margosas negras prácticamente estériles. Formación Castellar: materiales siliciclásticos con algunos nódulos carbonatados en su parte inferior. El episodio hercínico que comenzó en la formación anterior, se acaba en ésta con al recuperación de facies renanas de aguas someras en su mitad superior.Formación Ramblar: capas arenosas, calizas y lutitas negras. Entre está formación y la siguiente hay 500 m sin asignar a ninguna formación.Formación Loscos: alternancia de arenas y lutitas.Formación Peña Negra: arenicas y calizas arenosas lumaquélicas.Formación Molino: lutitas marrones.Formación Monforte: calizas, lutitas y calizas margosas.Formación Moyuela: lutitas negras con algún nódulo carbonatado. Sus facies pasan gradualmente a hercínicas.Formación Recutanda: lutitas negras que hacia techo aumentan los aportes limosos y arenosos, interpretándose como turbiditas que evolucionan de distales a más proximales. Formación Barreras: comienza con turbiditas, seguidas por lutitas negras que pasan a calizas, y concluye con 10 m de areniscas cuarcíticas blancas. Las formaciones Salobral y Cabezo Agudo constituyen una sucesión continua alternante de areniscas y lutitas con braquiópodos neríticos y algunas capas de caliza intercaladas.
3.4 El Triásico del Levante Español (Figura 28).
En su trabajo sobre el Triásico de Levante, Ortí Cabo (1974) distingue cinco formaciones en el seno de las facies keuper: Formación Arcillas y Yesos de Jarafuel (K1), Formación Areniscas de Manuel (K2), Formación Arcillas de Cofrentes (K3), Formación Arcillas yesíferas de Quesa (K4) y Formación Yesos de Ayora (K5).
Dentro de la estratigrafía del Triásico Sudibérico (Cordillera Bética), Pérez López (1991) diferenció tres unidades litoestratigráficas principales: Formación Majanillos, Grupo Keuper de Jaén y formación Ocres Rojos. Posteriormente, definió formalmente esta última unidad litológica como Formación Zamoranos (Pérez López et al., 1992).
La Formación Majanillos, de edad Ladiniense, presenta facies muschelkalk y según dicho autor es correlacionable con el M3 o barra superior del muschelkalk de la Cordillera Ibérica. El Grupo Keuper de Jaén corresponde a los materiales de facies keuper de edad Carniense. La Formación Zamoranos es un tramo carbonatado de edad Noriense, correlacionable con las Dolomías tableadas de Imón (Goy et al., 1976). De acuerdo con Pérez López (1991), entre esta última y las dolomías de la base del Liásico, suelen aflorar niveles de arcillas y carniolas que podrían corresponder a la “zona de anhidrita” de Ortí Cabo (1987), localizada exclusivamente en sondeos.
A continuación, se describen las formaciones definidas para el Triásico del Levante. Mientras no se mencione lo contrario, los datos e interpretaciones de los diferentes apartados, corresponden a los de los trabajos originales.
La Formación Majanillos
Fue definida por Pérez López (1991) y debe su nombre al Pico de Majanillos, situado en las cercanías de Valdepeñas de Jaén (provincia de Jaén). Su estratotipo es la sección del Barranco Salmerón en Cabra de Santo Cristo. Tiene una potencia que oscila entre 80 y 130 m.
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Keuper evaporites were deposited in the Iberian plate during the Late Triassic as part of a vast evaporite basin covering the entire western Tethyan region. Halite in the Keuper record was interbedded with varying amounts of gypsum, carbonate, and shale. The upper part of the Keuper contains numerous volcanic flows and intrusions (ophite). This Keuper facies can undergo diapirism during periods of particular tectonic conditions such purely extensional or transtensional.
K5
K3
K2
K1
Figura 28: Columna sintética del Triásico de la Cordillera Bética. En la Cordillera Ibérica en la posición de la Fm. Zamoranos aflora la Fm. Dolomía Tableada de Imón que se diferencia en que no tiene nivel vulcanoclástico negro.
TRIÁSICO
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Litología. Alternancia de tramos carbonatados y calcomargosos, que son predominantemente margosos hacia la parte superior de la sucesión. Además, estos materiales incluyen importantes cuerpos de rocas ígneas (ofitas) que forman pequeños stocks y diques de varios metros de espesor.
En esta formación se distinguen, de muro a techo, cinco miembros: - Miembro Dolomías Cristalinas de Morrón Grande: 2 a 15 m de dolomías cristalinas
(oolíticas) de color pardo, con algunas intercalaciones de calizas margosas grises, laminadas o bioturbadas.
- Miembro Calizas grises y Margocalizas de Salmerón: 25 a 50 m de una alternancia de paquetes potentes (de 3 a 8 m) de calizas grises y margocalizas nodulosas bioturbadas.
- Miembro Calizas tableadas y Margocalizas laminadas de Colmenar: 30 a 35 m de una alternancia de paquetes de calizas grises, más o menos tableadas, y margocalizas, de tonos claros, muy laminadas.
- Miembro Calizas bioclásticas y Calizas margosas bioturbadas de Chiclana: 18 a 30 m de paquetes (de 2 a 8 m de potencia) de calizas bioclásticas grises de tonos oscuros, con mineralizaciones amarillentas de dolomía férrica, que alternan con paquetes de calizas margosas, a veces muy bioturbadas.
- Miembro Margas, Calizas y Dolomías ocres de Hontanar: Unos 50 m donde predominan los niveles margosos y lutíticos. En los tramos inferiores estos niveles alternan con calizas y margocalizas con bivalvos, mientras que en los superiores alternan con carniolas y brechas.
Límites. En todos los afloramientos su base corresponde a un contacto mecánico, mientras que su límite superior es gradual. Este último, se reconoce por la aparición de niveles arcillosos rojos y yesíferos típicos de las facies keuper
Edad. A partir de los bivalvos, conodontos, foraminíferos y polen, y teniendo en cuenta su posición en la serie, los carbonatos de las Formación Majanillos se asignan al Ladiniense medio-superior.
Medio sedimentario. Mar muy somero y zona costera.
El Grupo Valencia
En esta unidad litoestratigráfica Ortí Cabo (1974) incluye los materiales en facies keuper que afloran en el levante español. Divide el Grupo Valencia en cinco formaciones:
- Formación Arcillas y Yesos de Jarafuel (K1).- Formación Areniscas de Manuel (K2).- Formación Arcillas de Cofrentes (K3).- Formación Arcillas yesíferas de Quesa (K4).- Formación Yesos de Ayora (K5).
La Formación Arcillas y Yesos de Jarafuel (K1)
Esta formación fue definida por Ortí Cabo (1974) en la carretera que une Jarafuel con Teresa de Cofrentes (provincia de Valencia), siendo la más potente de las formaciones del Grupo Valencia.
Litología. Alternancia de bancos de arcilla y yeso, con ocasionales capas de areniscas, dolomías, calizas, costras limoníticas y masas ofíticas. En las zonas donde esta formación presenta las mejores exposiciones, destaca por su colorido amarillento. En esta formación se intercalan las
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principales masas salinas.Límites. Su base limita con los carbonatos en facies muschelkalk y su techo con las Areniscas de
Manuel (K2).Edad. Triásico Superior. Solé de Porta y Ortí Cabo (1982) dataron el conjunto Grupo Valencia
como Carniense (medio a superior).Medio sedimentario. Sedimentación continental.
La Formación Areniscas de Manuel (K2)
Definida por Ortí Cabo (1974) en la cabecera del Barranco Largo al sudoeste de Manuel (provincia de Valencia). En el estratotipo la potencia se aproxima a 160 m.
Litología. Areniscas potentes de tonos rojos, con frecuente estratificación cruzada de pequeña escala, que intercalan bancos de arcilla del mismo color. Hacia su parte inferior, los niveles terrígenos se hacen más esporádicos y aparecen lechos limoníticos de tonos ocres y amarillentos y, también, algunos bancos de yeso.
Límites. Su límite inferior, con las Arcillas y Yesos de Jarafuel (K1), está marcado por la aparición de bancos de yesos que alternan con arcillas amarillentas y azuladas. Su límite superior, con las Arcillas de Cofrentes (K3), coincide con la desaparición de los niveles arenosos.
Edad. Triásico Superior. Solé de Porta y Ortí Cabo (1982) dataron el conjunto del Grupo Valencia como Carniense (medio - superior).
Medio sedimentario. Las variaciones laterales en potencia de estas areniscas son muy importantes y rápidas y hacen pensar en un origen fluvial con cauces divagantes.
La Formación Arcillas de Cofrentes (K3)
Como las anteriores formaciones del Grupo Valencia, ésta también fue definida por Ortí Cabo (1974). La localidad tipo corresponde al km 26,5 de la carretera N-330 cerca de Cofrentes (provincia de Valencia). Allí, su potencia es de alrededor de 300 m.
Litología. Arcillas y lutitas arcillosas rojas que dan una morfología particular de erosión en badlands.
Límites. Se dispone sobre las Areniscas de Manuel (K2) y su límite superior está marcado por la aparición de yesos de la unidad litoestratigráfica suprayacente de Arcillas Yesíferas de Quesa (K4).
Edad. Triásico Superior. Solé de Porta y Ortí Cabo (1982) dataron el conjunto Grupo Valencia como Carniense (medio - superior).
Medio sedimentario. Sedimentación continental.
La Formación Arcillas Yesíferas de Quesa (K4)
Fue definida por Ortí Cabo (1974) en la localidad tipo de Quesa (provincia de Valencia). Su potencia oscila entre 40 y 150 m.
Litología. Se trata de un conjunto arcillo-yesífero, de color rojo claro dominante, con un característico aspecto caótico debido a la ausencia o escasez de superficies de estratificación. Los yesos nunca llegan a ser explotables por su alto contenido en arcillas.
Límites. Los límites superior e inferior suelen aparecer mecanizados. Se dispone sobre la Formación Arcillas de Cofrentes (K3) y por debajo de la Formación Yesos de Ayora (K5).
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Edad. Triásico Superior. Solé de Porta y Ortí Cabo (1982) dataron el conjunto Grupo Valencia como Carniense (medio - superior).
Medio sedimentario. Sedimentación continental.
La Formación Yesos de Ayora (K5)
Como localidad tipo Ortí Cabo (1974) propone la Yesería Abarca en Ayora (provincia de Valencia). La potencia que suele presentar es de unos 60 m.
Litología. Yesos en grandes bancos de colores blancos con tonos grises, rosados y negros, en los que aparecen intercalaciones arcillosas y dolomíticas. La textura de los bancos de yeso suele ser laminada o masiva y, a veces, nodular, veteada o porfiroblástica.
Límites. Se dispone sobre la Formación Arcillas yesíferas de Quesa (K4), con un importante contraste litológico y por debajo de las dolomías y carniolas de la base del Jurásico.
Edad. La ausencia de fósiles impide datarla directamente. Sin embargo, por su posición estratigráfica, su edad debe ser Triásico Superior. Solé de Porta y Ortí Cabo (1982) dataron el conjunto Grupo Valencia como Carniense (medio - superior).
Medio sedimentario. Sedimentación continental.
El Grupo Keuper de Jaén
Se caracteriza por sus facies de tipo keuper (arcillas abigarradas con yesos). Toma su nombre de la provincia de Jaén donde mejor aflora. Este grupo está constituido predominantemente por materiales lutíticos de colores abigarrados y yesos, aunque también son muy frecuentes las intercalaciones de areniscas. Además, en estos materiales hay que destacar la presencia de importantes cuerpos de rocas ígneas (ofitas). Dentro del Grupo Keuper de Jaén (Pérez López, 1991) diferenció cuatro formaciones:
- Formación Detrítico-evaporítica de Barrancos (K1).- Formación Areniscas de Cabra del Santo Cristo (K2).- Formación Detrítico-carbonatada con Yesos de Cabra del Santo Cristo (K3).- Formación Yesos y Dolomías de Cerro Molina (K4-K5).
Entre paréntesis aparece la denominación siglada, tal como fue propuesta por Pérez López (1991) siguiendo como ejemplo la utilizada por Ortí Cabo (1974) para el Triásico del Levante.
La Formación Dolomías tableadas de Imón
Definida por Goy et al. (1976) en Imón (provincia de Guadalajara). Su espesor está comprendido entre 15 y 18 m.
Litología. Dolomías de color gris, estratificadas en capas medias y finas, rara vez gruesas, que le dan un aspecto tableado.
Límites. Se dispone sobre el tramo de transición (unidad informal) del techo de los detríticos finos y/o evaporíticos del keuper y, sobre ella, se dispone la Formación Carniolas Cortes de Tajuña.
Edad. Probablemente Triásico Superior (Retiense ?).Medio sedimentario. Marino somero turbulento en la parte inferior de la columna que pasa a
condiciones inter y supramareales hacia el techo (Goy y Yébenes, 1977).
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La Formación Zamoranos
Esta formación fue definida por Pérez López et al. (1992), aunque anteriormente, en la tesis del primer autor, se refiere a estos materiales con el nombre informal de formación Ocres Rojos. Debe su nombre a la localidad de Zamoranos (provincia de Jaén). Su potencia es de unos 40 m.
Litología. Carbonatos de color ocre oscuro o amarillento, con un nivel intercalado de mineralizaciones de óxido de hierro de color rojo. Se pueden diferenciar tres miembros, separados por discontinuidades regionales:
- Miembro Calizas carniolares: constituido por calizas de aspecto carniolar de colores amarillentos (amarillo azafrán).
- Miembro Detrítico ferruginoso: formado por arcillas rojas y niveles de hematites. Son frecuentes las capas de areniscas, los niveles finos de carbonatos y las intercalaciones de materiales volcanoclásticos.
- Miembro Calizas y Dolomías laminadas: tramo calcáreo con algunos niveles dolomitizados, sobre todo en la parte superior. En la base es de color amarillento y hacia arriba alternan los colores gris y ocre.
Límites. Siempre está limitada por contactos mecánicos.Edad. Por los restos de polen, bivalvos e incluso por un coprolito se data como Noriense-
Retiense.Medio sedimentario. El miembro inferior corresponde a la implantación de una rampa carbonatada.
El segundo miembro se formó como consecuencia de la emersión del anterior junto con el desmantelamiento de edificios volcánicos. El miembro superior representa la implantación de una llanura de mareas, tras una transgresión.
La Formación Carniolas Cortes de Tajuña (Figura 29)
Su definición se debe a Goy et al. (1976). Proponen como corte tipo el de Cortes de Tajuña, al norte de Renales (provincia de Guadalajara). La potencia que suele presentar esta formación en la rama castellana de la Cordillera Ibérica es de 40 a 60 m.
Litología. Carniolas que son el resultado de la disolución de las evaporitas de alternancias originales de dolomías y evaporitas (brechas de disolución-colapso dedolomitizadas). En la rama castellana de la Cordillera Ibérica se distinguen dos miembros:
- Miembro de Brechas de aspecto margoso: constituido por una brecha calco-dolomítica de aspecto margoso y color blanquecino de 5 a 10 m de potencia.
- Miembro de Carniolas: formado por calizas y dolomías, masivas o mal estratificadas, más o menos oquerosas y, en ocasiones, con aspecto brechoide, cuyo espesor varía de 30 a 50 m.
Límites. Se superpone a la Formación Dolomías tableadas de Imón y se encuentra por debajo de la Formación Calizas y Dolomías tableadas de Cuevas Labradas.
Edad. El límite Triásico-Jurásico debe encontrarse en el miembro inferior. El miembro superior se asigna al Hettangiense y al Sinemuriense pro parte.
Medio sedimentario. Medio supramareal (Goy y Yébenes, 1977).
La zona de anhidrita
Término informal ampliamente utilizado en los estudios que tratan del tránsito Triásico-Jurásico en la zona levantina para referirse a los potentes tramos de anhidrita que aparecen en sondeos.
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Fue utilizado, por primera vez, por Castillo Herrador (1974) en los sondeos de Ballobar y Carcelén-1. Se ha considerado como un equivalente en sondeo de la Formación Carniolas de Cortes de Tajuña (Goy y Yébenes, 1977). Posteriormente, Ortí Cabo (1987) se refiere a esta unidad evaporítica como anhidrita de Carcelén. Este último término también es utilizado por Pérez López et al. (1996) que, además, le asignan una edad imprecisa que abarca tanto el Noriense como el Hettangiense.
Nota: El yeso es sulfato cálcico con dos moléculas de agua (CaSO2·2H2O), sin éstas se llama anhidrita (CaSO2), mineral raro en la superficie terrestre. En profundidad el yeso pasa a anhidrita y cuando vuelve a ascender se transforma otra vez en yeso, por hidratación, gracias a las aguas subterráneas. Los yesos de que no han sufrido el proceso de deshidratación-hidratación son yesos primarios, lo que nos indica que no han sufrido un importante enterramiento.
EL PROBLEMA DE LAS INTERCALACIONES SALINAS
Según Ortí Cabo (1974), en el triásico de Levante aparecen intercalaciones salinas constituidas por halita, pero no parecen existir sales potásicas. Este autor observa que, en la zona norte y centro (a grandes rasgos provincias de Castellón y Valencia respectivamente), casi todas las salinas están claramente implantadas sobre la Formación Arcillas y Yesos de Jarafuel (K1), excepto en Minglanilla (provincia de Cuenca) donde la sal está inyectada en la Formación Arcillas Yesíferas de Quesa (K4). En la zona sur, las salinas se encuentran implantadas sobre la Formación Arcillas Yesíferas de Quesa (K4), aunque los afloramientos son marcadamente diapíricos.
De estas observaciones se infiere que:
- En los domos salinos, la sal ha debido concentrarse a partir de los niveles basales del keuper, aunque en la actualidad se encuentra incluida en la Formación Arcillas Yesíferas de Quesa (K4).
- En la zona donde no existen domos salinos, la sal suele presentarse en la Formación Arcillas y Yesos de Jarafuel (K1), aunque, no descarta (Ortí Cabo, 1974) la posibilidad de que también exista sedimentación salina en la Formación K4.
Hay que destacar que, en las Zonas Externas de la Cordillera Bética, el comportamiento mecánico del muschelkalk suele ser independiente del que muestra el buntsandstein, que casi nunca aflora. De este modo, el muschelkalk aparece despegado del buntsandstein y forma láminas, de disposición más o menos vertical, inyectadas en el keuper o cabalgándole ampliamente. Esta disposición sugiere la existencia de otro nivel de despegue, situado entre el muschelkalk y el buntsandstein.
EL JURÁSICO DE LA CORDILLERA IBÉRICA
Encima de la Formación Carniolas de Cortes de Tajuña afloran las siguientes formaciones:
Formación Calizas y Dolomías tableadas de Cuevas Labradas
Definida por: Goy et al. (1976). Localización del estratotipo: El corte tipo se localiza en la margen izquierda del río Gallo cerca de
Cuevas Labradas (provincia de Guadalajara).
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Figura 29. Distribución de las unidades litoestratigráficas y ciclos del Jurásico Inferior reconoci-dos en las Cordilleras Ibérica y Costero-Catalana (Tomado de Vera, 2004).
Edad: En el área tipo Sinemuriense Superior - Pliensbachiense Inferior (Zona Davoei), en otros sectores de la Cordillera Ibérica su límite superior puede se más antiguo.
Breve descripción: Calizas mudstone bien estratificadas con calizas grainstone, wackestone a packstone bioclásticas, dolomías cristalinas, localmente predominantes, margas y brechas calcáreas. Predominan secuencias de somerización. El término basal puede ser margoso, el término inferior de calizas grainstone con laminación cruzada de surco o cruzada planar. Por encima un término de calizas mudstone a wackestone con rills bioclásticos, ripples de oleaje, lensen, y bioturbación. Por encima laminaciones de algas planares a dómicas. El término superior porosidad fenestral, láminas rotas y grietas de desecación, o bien con porosidad móldica de sales, pliegues enterolíticos, estructuras chicken-wire y tepees, y brechas de cantos planos y de cantos negros. En conjunto reflejan ambientes desde submareales de baja energía a cinturón de alta energía, de lagoon restringido, intermareales y supramareales, de llanura salina de tipo sebkha (Gómez y Goy, 2002).
Formación Margas grises de Cerro del Pez
Definida por: Goy et al. (1976).Localización del estratotipo: El corte tipo se localiza en el valle del río Mesa, en el Cerro del Pez,
a 1,3 km al E de Turmiel (Guadalajara).Edad: Pliensbachiense Inferior (Zona Davoei p.p.) - Pliensbachiense Superior (Zona Margaritatus
p.p.).Breve descripción: alternancia de margas y margocalizas y de calizas normalmente mudstone,
con calizas wackestone y ocasionalmente packstone a grainstone bioclásticos. Se organiza en secuencias de somerización y de profundización. El techo de las secuencias de somerización
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puede tener hard-grounds, costras ferruginosas y perforaciones biogénicas. Parte de los términos calizos pueden ser bioclásticos y algunos de ellos han podido ser generados por tempestades. La sedimentación de esta unidad se ha llevado a cabo en una plataforma de baja energía normalmente situada por debajo del nivel de base del oleaje, aunque afectada local y ocasionalmente por las corrientes inducidas por las tempestades. Los fondos se encontraban colonizados por organismos bentónicos indicadores de salinidad normal y la plataforma estaba suficientemente comunicada con el mar abierto como para permitir la entrada frecuente de conchas de ammonites (Gómez y Goy, 2002).
Formación Calizas bioclásticas de Barahona
Definida por: Goy et al. (1976).Localización del estratotipo: El corte tipo se localiza en la trinchera de un camino a 2 km al SW
de Barahona (Soria).Edad: Pliensbachiense Superior (Zona Margaritatus p.p.) - Toarciense Inferior (Zona Tenuicostatum
p.p.). El límite superior, en particular, es notablemente heterócrono, existiendo localidades donde la Fm es exclusivamente Pliensbachiense Superior.
Breve descripción: calizas wackestone a packstone bioclásticas, y calizas mudstone y grainstone bioclásticas, a veces con intercalaciones de margas, con nódulos de sílex y localmente con intercalaciones de materiales volcánicos. Se organiza en secuencias de somerización con rills bioclásticos y bioturbación abundantes. En el techo de las secuencia suele haber hard-grounds colonizados por organismos infaunales y costras ferruginosas. Ocasionalmente hay barras bioclásticas con frentes playeros constituidas por grainstone bioclásticos con un término inferior con laminación cruzada de surco y otro superior con laminación cruzada planar. La sedimentación se ha llevado a cabo en ambientes submareales de una plataforma de carbonatos de escasa profundidad, colonizada por organismos bentónicos de salinidad normal, situada por debajo del nivel de base del oleaje pero afectada por la acción de las tempestades, y ocasionalmente con ambientes playeros (Gómez y Goy, 2002).
Formación Alternancia de Margas y Calizas de Turmiel
Definida por: Goy et al. (1976). Localización del estratotipo: El corte tipo se localiza en el valle del río Mesa, junto a Turmiel
(Guadalajara).Edad: Pliensbachiense Superior (Zona Spinatum) - Aaleniense Inferior (Zona Opalinum). En general,
toda ella es Toarciense. No obstante, localmente, la parte inferior, puede ser Pliensbachiense Superior (Zona Spinatum) y la parte superior Aaleniense Inferior (Zona Opalinum).
Breve descripción: alternancia de margas y calizas (mudstone y en menor proporción wackestone y packstone). Localmente se intercalan materiales volcánicos. Está compuesta por secuencias de somerización y de profundización. La sedimentación se llevó a cabo en un ambiente de plataforma externa, generalmente de baja energía, por debajo del nivel del oleaje, con niveles de tempestitas que alcanzan una extensión lateral que puede superar varias decenas de kilómetros. Los fondos estuvieron generalmente bien oxigenados y con salinidad normal, con una comunidad bentónica generalmente abundante y diversificada. El episodio anóxico del Toarciense Inferior apenas si encuentra representación en las plataformas Ibérica y Costero-Catalana excepto por empobrecimientos locales en la variedad de la fauna bentónica. A pesar de representar una inundación generalizada de la plataforma, su colonización por ammonoideos solo se alcanzó en
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los máximos transgresivos (Gómez y Goy, 2002).
Grupo Chelva
Inicialmente definida por Gomez y Goy (1979). Posteriormente Gómez et al. (2003) modifican el rango de esta unidad elevándola a grupo.
Gómez y Fernández-López (2004) dividen el grupo Chelva en las siguientes unidades (Figura 30):
- Formación Calizas nodulosas de Casinos.- Formación Calizas de El Pedregal.- Formación Calizas bioclásticas de Moscardón.- Formación Calizas de Domeño.- Formación Calizas con esponjas de Yátova.
Formación Calizas nodulosas de Casinos
Definida formalmente como miembro dentro de la Fm Chelva por Gómez y Goy (1979). Posteriormente Gómez et al. (2003) modifican el rango de esta unidad elevándola a formación.
Localización del estratotipo: El corte tipo se sitúa en la carretera de Casinos a Alcublas. Las coordenadas son: x= 0° 42’ 40”, Y= 39° 45’ 40”.
Edad: Toarciense superior (p. p.) a Aaleniense (p. p.). La edad de la base de la unidad varía, según la posición geográfica, de la Cronozona Variabilis del Toarciense Superior a la Cronozona Opalinum del Aaleniense Inferior, mientras que la del techo corresponde a la Cronozona Murchisonae.
Breve descripción: La Fm Casinos tiene un espesor variable entre 5 y 40 metros. Está compuesta por calizas mudstone a wackestone, que pueden contener finas intercalaciones de calizas margosas o margas. Se disponen en capas de 10 a 30 cm, en las que es frecuente la presencia de planos de estratificación ondulados, que condicionan el aspecto noduloso que suele presentar. Hacia la parte superior, la formación puede contener una o varias superficies ferruginosas y/o fosfáticas, superficies perforadas, niveles de removilización, fósiles fosfáticos, niveles de wackestone a packstone con oolitos ferruginosos y/o fosfáticos, así como indicaciones de emersión, tales como karstificación. La formación contiene ammonites. La unidad se organiza en secuencias de somerización con frecuencia constituidas por términos calcáreos estratocrecientes o por calizas con intercalaciones de margas o margocalizas de espesor decreciente hacia la parte superior. El ambiente de sedimentación de esta unidad corresponde al de una plataforma externa de carbonatos somera y abierta, con fauna pelágica y salinidad normal que ocupa posiciones marginales durante parte del Toarciense Inferior y que prograda sobre las facies margosas de plataforma externa durante parte del Toarciense Superior. Existe un cambio importante en cuanto a las condiciones de sedimentación, pasándose de una plataforma bastante estable, con cuerpos de gran continuidad lateral durante el Toarciense, a una alta inestabilidad ambiental con elevada energía y cuerpos sedimentarios muy discontinuos, resultado de una sedimentación local, rápida y efímera, durante el Aaleniense.
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Figura 30. Distribución de las unidades litoestratigráficas formales, referidas a la escala geocro-nológica, en las cordilleras Ibérica y Costero Catalana para el Jurásico Medio, así como los ciclos transgresivos-regresivos reconocidos en las ramas Castellana y Aragonesa de la Cordillera Ibérica y en la Cordillera Costero-Catalana (Tomado de Vera, 2004).
Formación Calizas de El Pedregal
Definida formalmente por Gómez y Fernández-López (2004).Localización del estratotipo: El corte tipo se sitúa en el término municipal de El Pedregal, entre
las poblaciones de El Pedregal (Guadalajara) y Pozuel del Campo (Teruel), junto a la Carretera de Molina de Aragón a Monreal del Campo. Las coordenadas del corte son X= 1° 32’ 43”, Y= 40° 46’ 34”.
Edad: La unidad comienza en la parte superior de la Cronozona Murchisonae del Aaleniense, aunque es muy frecuente que tanto el Aaleniense Superior como el Bajociense Inferior se encuentren representados por secciones condensadas. El techo de la unidad es sincrónico a escala regional, y corresponde al Bajociense Superior (cronozonas Niortense y Garantiana).
Breve descripción: El espesor de la Fm El Pedregal alcanza más de 150 m, en el área tipo (Depocentro de Pozuel) y en el sector levantino (Depocentro de Casinos). En los demás sectores el espesor se puede reducir hasta 8 m. La Fm El Pedregal está constituida por calizas mudstone y calizas wackestone de microfilamentos con equinodermos y pelets, que pueden tener intercalaciones o interestratos de margas. En algunos niveles de esta unidad son frecuentes o abundantes los restos de ammonites, belemnites y de organismos bentónicos (bivalvos, braquiópodos, equinodermos, serpúlidos, gasterópodos, briozoos, esponjas y algas calcáreas). La presencia de nódulos de sílex es muy frecuente En el área tipo se intercalan en la parte inferior tramos dolomíticos. En el sector levantino se reconocen intercalaciones de materiales de origen volcánico. Los carbonatos se disponen en capas de 10 a 50 cm, con estratificación planar. Son frecuentes las texturas y estructuras de bioturbación (Zoophycos y Thalassinoides). La unidad se organiza generalmente en secuencias de somerización que suelen tener un término inferior margoso y un término
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superior de calizas. En el techo de estas secuencias pueden observarse perforaciones biogénicas, costras ferruginosas, glauconita, fosfatos y carbonatos bioclásticos con fósiles reelaborados. La Fm El Pedregal se desarrolló en un ambiente de plataforma marina externa, somera y de salinidad normal. Este ambiente, aunque generalmente de baja energía, estuvo afectado por la acción de tempestades. Local y ocasionalmente se encuentran sedimentos de tipo mudstone representativos de ambientes confinados marinos someros, cuya emersión ocasional dio lugar a la presencia de grietas de desecación y superficies de karstificación. En la parte superior de la unidad se registra una etapa de profundización generalizada.
Formación Calizas bioclásticas de Moscardón
Definida formalmente por Gómez y Fernández-López (2004).Localización del estratotipo: El corte tipo de la Fm Moscardón se encuentra situado en las laderas
del Bco. del Batán, en las proximidades del pueblo de Moscardón (Teruel). Las coordenadas son X= 1º 32’ 08”, Y= 40º 20’ 00”.
Edad: Los materiales más antiguos corresponden a la Cronozona Garantiana (Bajociense Superior) pero pueden llegar a ser del Bathoniense Inferior (Cronozona Zigzag). En cambio, la parte superior de la unidad varía en edad desde el Bajociense Superior (Cronozona Parkinsoni) hasta el Bathoniense Inferior (Cronozona Zigzag).
Breve descripción: El espesor de la Fm Moscardón varía entre 3 y 25 m. La unidad está delimitada en la base y en el techo por sendas discontinuidades estratigráficas. Está constituida por calizas grainstone a packstone bioclásticas, en las que abundan los restos de crinoides, y a veces oolíticas e intraclásticas. La unidad suele disponerse en capas gruesas a muy gruesas (del orden de 1 m) y bancos (que llegan a sobrepasar los 3 m), con estratificación discontinua o poco diferenciada. Localmente contienen nódulos de sílex. Son frecuentes las texturas y estructuras de bioturbación (Zoophycos y Thalassinoides). Entre las estructuras sedimentarias se reconocen laminación cruzada planar y de surco, laminación de ripples. Frecuentes cuerpos con morfología de barra. En el sector central de la Cordillera Ibérica, la Fm Moscardón está constituida por calizas packstone a boundstone con montículos de fango bioconstruidos por esponjas. La formación se desarrolló en una plataforma de carbonatos de alta energía, muy somera, de aguas claras y de salinidad normal, en la que se llevó a cabo una activa sedimentación de carbonatos, generalmente bajo la acción del oleaje, que progradaron sobre las facies de plataforma externa de baja energía representadas por la Fm El Pedregal. Este sistema deposicional dio lugar a la homogeneización del relieve del fondo marino en las áreas de plataforma externa, durante una etapa de somerización generalizada de la cuenca.
Formación Calizas de Domeño
Definida formalmente por Gómez y Fernández-López (2004).Localización del estratotipo: El corte tipo de la Fm. Domeño se sitúa en las vertientes del Río
Turia en las proximidades al antiguo pueblo de Domeño (en la actualidad demolido), entre esta localidad y Chelva (Valencia). Las coordenadas del corte son X= 0º 58’ 20”Y= 39° 42’ 08”.
Edad: La base de la formación es diacrónica variando en edad desde el Bathoniense Inferior (Cronozona Zigzag) hasta el Bathoniense Medio (Cronozona Progracilis).
Breve descripción: El espesor de la unida varía entre algunos metros y más de 100 m. Está compuesta por calizas wackestone, en ocasiones packstone y mudstone de microfilamentos, frecuentemente con pelets, con intercalaciones de margocalizas y margas calcáreas, generalmente bien
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estratificadas en capas de 10 a 30 cm. En algunas localidades del sector levantino se intercalan materiales de origen volcánico que forman montículos. Localmente contiene nódulos de sílex. Son frecuentes las texturas y estructuras de bioturbación (Thalassinoides y Zoophycos). En la parte superior de la unidad se encuentra un nivel de oolitos ferruginosos definido formalmente como la Capa de Arroyofrío (Gómez y Goy, 1979), con frecuentes costras ferruginosas. La edad de esta capa varía desde el Bathoniense hasta el Oxfordiense. La unidad se organiza en secuencias estratocrecientes de somerización que pueden tener un término basal constituido por un nivel de removilización con fósiles reelaborados, un término intermedio de margocalizas, margas y calizas, y un término superior de calizas con estratificación irregular, de aspecto noduloso que puede terminar en una costra ferruginosa. Los materiales de la Fm Domeño se depositaron en una plataforma marina externa, carbonática y de salinidad normal. La plataforma varió en su configuración paleogeográfica desde el Bathoniense hasta el Oxfordiense. Durante el Bathoniense-Calloviense estaba compartimentada en bloques diferenciados a favor de fallas sinsedimentarias, pero llegó a ser extremadamente somera y uniforme durante el Calloviense Superior y el Oxfordiense Inferior. El techo de la unidad corresponde a una etapa de emersión generalizada que da lugar al desarrollo de secciones condensadas y a una laguna estratigráfica de extensión regional.
Formación Calizas con esponjas de Yátova (Figura 31)
Definida formalmente como miembro dentro de la Fm Chelva por Gómez y Goy (1979). Posteriormente Giner (1980), Salas (1987) y Aurell (1990), modifican el rango de esta unidad elevándola a formación.
Localización del estratotipo: Se encuentra unos 7 km al oeste-suroeste de la localidad de Yátova, en el camino que va desde la carretera de Yátova a Mijares hasta el embalse de La Forata. Sus coordenadas geográficas son: Lat. 39°20’06”, Long. 0°50’20” Oeste.
Edad: Oxfordiense Medio (Biozona Plicatilis p.p.) a Oxfordiense Superior (Biozona Planula p.p.).
Breve descripción: La unidad presenta una potencia inferior a 20 m, si bien en determinados sectores está próxima a 45 m. Está constituida por calizas grises de aspecto noduloso, estratificadas en bancos irregulares de espesor decimétrico, con intercalaciones de calizas margosas o margas de tonos grises u ocres. Se trata de calizas bioclásticas y peloidales (wackestone a packstone), con frecuentes esponjas y otros grupos fósiles (crinoides, braquiópodos, bivalvos, belemnites, equinodermos, foraminíferos y serpúlidos). En el sector noroccidental de la Rama Aragonesa, junto con estas facies se reconocen montículos de esponjas de potencia casi métrica, y en el sector central, la unidad está formada por calizas packstone peloidales y bioclásticas con escasos restos de esponjas y abundante glauconita (Ramajo et al., 1999). Estas facies corresponden al depósito en la zona externa de una plataforma carbonatada de tipo rampa abierta hacia el este, en el inicio de la fase transgresiva del Ciclo Mayor transgresivo-regresivo del Jurásico Superior (Aurell et al., 2003), en la etapa final de la primera fase de post-rift de la Cuenca Ibérica mesozoica (Salas et al., 2001).
Formación Margas Sot de Chera
Definida por: Gómez y Goy (1979). Localización del estratotipo: Se encuentra a poco más de un kilómetro de Sot de Chera, en la
carretera que une Sot de Chera y Chulilla, aproximadamente en el punto kilométrico 31.5. Sus
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Figura 31. Cuadro crono-litoestratigráfico de varios sectores característicos de la Cuenca Ibérica durante la fase de rift Jurásico Superior-Cretácico Inferior. En el mapa geológico simplificado de la Península Ibérica (Fig. 23 B) se muestra la posición de esos sectores en la Cordillera Ibéri-ca (modificada de Salas et al., 2001).
coordenadas geográficas son: Lat. 39°36’51”, Long. 0°53’16” Oeste.Edad: La unidad generalmente se inicia en el Oxfordiense Superior (parte superior de la Biozona
Planula), y el límite Oxfordiense-Kimmeridgiense suele localizarse en la parte superior de la unidad. En determinados sectores marginales de la Cuenca Ibérica, la unidad se inicia la Biozona Bimammatum (Oxfordiense Superior) y abarca el Kimmeridgiense Inferior.
Breve descripción: margas de tonos ocres con pátina rojiza en superficie, y grises en corte fresco, dispuestas normalmente en finas lajas, con intercalaciones de niveles margocalcáreos y calizas de poco espesor, a veces coronados por costras ferruginosas. Estas facies se depositaron en las zonas media y externa de una plataforma de tipo rampa abierta hacia el este, que recibía el aporte de material terrígeno desde las zonas emergidas del Macizo Ibérico y del Ebro. En los sectores occidentales de la cuenca (surcos de Ricla, Palomera y Albarracín) la unidad alcanza espesores próximos a 135 m, y está formada por margas con intercalaciones de areniscas y calizas arenosas, que localmente presentan ordenaciones turbidíticas (Bádenas y Aurell, 2001a). La formación de estos surcos estuvo controlada por la fase de tectónica extensiva que se inició en torno al límite Oxfordiense-Kimmeridgiense, que marca el inicio de la segunda fase de rift de la Cuenca Ibérica mesozoica (Salas et al., 2001). El depósito de la unidad se integra en la fase transgresiva del inicio del Ciclo Mayor transgresivo-regresivo del Jurásico Superior (Aurell et al., 2003).
39
Formación Ritmita calcárea de Loriguilla
Definida por: Gómez y Goy (1979). Localización del estratotipo: Se encuentra en las proximidades de la cerrada del embalse de
Loriguilla, al que se accede desde la carretera de Liria a Chelva, tomando el desvío hacia el embalse entre Losa del Obispo y Loriguilla. Sus coordenadas geográficas son: Lat. 39°40’00”, Long. 0°54’32” Oeste.
Edad: Kimmeridgiense a Tithónico basal (Biozona Hybonotum).Breve descripción: alternancia rítmica de calizas micríticas y margocalizas, cuya potencia oscila
entre 50 y 150 m. Presenta escasos fósiles (braquiópodos, bivalvos, ammonites, crinoides, corales, foraminíferos), granos de cuarzo y micas, si bien los ammonites son localmente abundantes (Mb. Calanda). Hacia los sectores occidentales de la cuenca, la unidad es una alternancia de margas y calizas arenosas y oolíticas con abundantes tempestitas, e intercala localmente calizas granosostenidas (Mbs. Alacón, Ricla, Aguatón y Terriente). El depósito tuvo lugar en las zonas media y externa de una rampa carbonatada abierta hacia el este, y estuvo controlado por la resedimentación por tormentas de granos y fango carbonatado, desde los dominios someras oolíticos y arrecifales (Bádenas y Aurell, 2001a y b). Localmente se registra la influencia de ciclos climáticos en el depósito de los fangos carbonatados (Bádenas et al., 2003). La unidad se integra en la segunda fase de rift de la Cuenca Ibérica mesozoica (Salas et al., 2001) y su parte media registra el máximo transgresivo del Ciclo Mayor transgresivo-regresivo del Jurásico Superior (Aurell et al., 2003).
Formación calizas oncolíticas Higueruelas
Definida por: Gómez y Goy (1979). Localización del estratotipo: se encuentra cerca del pueblo de Las Higueruelas, en la provincia de
Cuenca. Sus coordenadas geográficas son: Lat. 39°53’42”, Long. 1°14’25” Oeste.Edad: la edad de la unidad es Tithónico, si bien localmente puede iniciarse en el Kimmeridgiense
terminal.Breve descripción: una sucesión de hasta 100 m de potencia de calizas masivas o estratificadas en
bancos gruesos, con variedad de componentes aloquímicos, entre los que destacan los oncoides. En la parte inferior de la unidad, de carácter más masivo, predominan las calizas packstone-grainstone oncolíticas y peloidales. Localmente se reconocen calizas mudstone-wackestone bioclásticas, oncolíticas e intraclásticas y bioconstrucciones de corales y algas de morfología lenticular. En la parte superior de la unidad, estratificada en bancos métricos a decimétricos, predominan las calizas oolíticas y bioclásticas con lituólidos, bivalvos y gasterópodos. El depósito tuvo lugar en las zonas media a interna de una rampa carbonatada abierta hacia el este y su inicio supone una importante regresión, producida por el efecto combinado del levantamiento del margen de la cuenca y del descenso del nivel del mar (Aurell et al., 1994). La unidad se enmarca dentro de la fase regresiva del Ciclo Mayor transgresivo-regresivo del Jurásico Superior (Aurell et al., 2003), y en la segunda fase de rift de la Cuenca Ibérica mesozoica (Salas et al., 2001).
4. Bibliografía
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Vera, J. A. (2004): Geología de España. Sociedad Geológica de España e Instituto Geológico y Minero de España. 884 p.
ANEXO: FICHA PARADAS
2.1 Primer día (Alicante-Teruel)
Salida: Pabellón de Deportes (UA) a las 8 horas en dirección Albacete.
1. Parada 1_1. 9:00 - 9.30. Ayora. Parada técnica. A las 9:30 salida hacia la siguiente parada.
2. Parada 2_1. 10:45-11:45. Carretera N-330 entre Jarafuel y Jalance. Muschelkalk más K1. Salida
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antes de las 11:45 horas.
3. Parada 3_1. 12:00 - 13:00. Castillo de Cofrentes. Panorámica. Salimos a las 13:00 horas.
4. Parada 4_1. 14:30 - 15.30 horas. Talayuelas. Parada a comer. Salimos a las 15:30 horas.
5. Parada 5_1. 16:00-18:00. Sección de Hontanar. Salimos a las 18:00 horas.
Llegada a Daroca sobre las 20 horas
2.2 Segundo día (Daroca-Murero)
Salida desde Daroca a las 9 horas.
1. Parada 1_2. Murero. Rambla de Valdemiedes.
Parada técnica. Comida en Daroca.
2. Parada 2_2. Formación Cuarcita Armoricana, Formación Castillejos, Formación Fombuena, Formación Caliza de Cistoideos.
Terminamos hacia las 18:00
2.3 Tercer día (Daroca-Nogueras-Ojos Negros)
Salida 8:30 horas, tras desayunar en Daroca
1. Parada 1_3 Bádules Formación Nogueras, Formación Mariposas
2. Parada 2_3 Carretera de Nogueras a a Villar de los Navarros. Comida en el campo.
3. Parada 3_3 Museo de Santa Cruz de Nogueras
Comida 15:00 horas
4. Parada 4_3. Ojos Negros. Llegada a las 16:00 hasta las 16:30 horas
5. Parada 5_3. Minas de Ojos Negros. Llegada a las 16:30 hasta las 18:30 horas.
6. Parada 6_3. Jardín de rocas de Ojos Negros. Parada técnica. Salida a las 19:30 horas.
2.4 Cuarto día (Daroca-Orea)
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Salida a las 8:00.
4. Parada 3_5. Carretera entre Orea y Checa. Salimos a las 13:00 horas hacia Teruel.
5. Parada 3_6. Comida en los alrededores de Dinopolis. A las 15:00 horas llegamos a Teruel-Dinopolis. A las 17 horas debemos partir sin falta hacia Alicante, para llegar entre 19:30 y 20:00.
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