Icnología en acción…y un momento eureka.

Hace un par de semanas estaba dando una vuelta por la sierra Calderona, en las inmediaciones de Olocau, y decidí subir a los alto de la Peña de Alí-Maimó. Esta pequeña cresta sirve de marco a la localidad y constituye un auténtico icono del pueblo. Curiosamente, y a pesar de haber estado por la zona decenas de veces, nunca había emprendido la breve ascensión.

La peña de Alí Maimó tras la localidad de Olocau.

El caso es que, cuando llegué arriba y mientras recorría la cresta, me encontré de golpe con algo que llamó poderosamente mi atención: esta capa de superficie extremamente irregular en el techo del Muschelkalk. La primera impresión es que se trata una característica sinsedimentaria, ya que la capa superior recubre y fosiliza la superficie. La irregularidad se debe a la presencia de multitud de depresiones de forma irregular que, en general, se solapan. Las dimensiones de estos hoyos son variables pero aproximadamente están entre unos 10 y 20 cm. No parece tratarse de una estructura sedimentaria, sino que parece que el sedimento ha sido alterado por la actividad de algún animal. Se trata de carbonatos de aguas someras y poco energéticas, unas dolomicritas. Las irregularidades cubren una superficie de unos 2x3 m y no presentan continuidad lateral (busqué la misma capa en las zonas adyacentes) sin encontrar rastro de estas estructuras. No se trata de una red de galerías estilo Thalassinoides. Asociadas a las mismas y de forma subordinada se observan perforaciones verticales de varios centrímetros de longitud y del orden de 2 o 3 mm de diámetro.

Aquí tenéis un par de vistas generales, en sentidos opuestos:

Vista general del nivel bioturbado en la parte alta del Muschelkalk

Otra vista, desde el extremo opuesto del afloramiento

Y ahora, algunos detalles. Primero, uno de los hoyos mejor definidos:

Detalle cercano de uno de los hoyos

Otro detalle; ved como la capa suprayacente recubre el relieve y lo fosiliza:

Observad como la capa superior recubre las irregularidades de la inferior

Ya hablamos en una ocasión acerca de la bioturbación: la bioturbación no es, ni más ni menos, que la alteración de un sedimento por la acción de los seres vivos que viven en él, se desplazan sobre él, se alimentan de él o en él...Puede parecer algo confuso, de entrada, pero no lo es tanto si pensamos que una huella dejada en el barro es un ejemplo muy sencillo de bioturbación. Y ese es el caso.

He de reconocer que, a primera vista, lo primero que me vino a la cabeza fue que encontraba ante huellas de vertebrados terrestres. Sería posible, por el contexto: el techo del Muschelkalk presenta una tendencia general regresiva y, en este caso, todo indica que nos encontramos ante depósitos de la zona intermareal. Pero rápidamente me reconvine a mí mismo. Las huellas fósiles (icnitas) de vertebrados terrestres son extremadamente raras. En este caso, además, no había forma de distinguir un sólo hoyo individualizado que permitiese apreciar la forma de las supuestas huellas. Además, aunque sería posible que el solapamiento se debiese a que el barro fuese pisoteado por multitud de animales (como ocurre en los bebederos) la explicación me pareció demasiado forzada.

De modo que seguí pensado. Enseguida vino a mi mente otro caso de interpretación inicial como icnitas de vertebrados terrestres (dinosaurios en este caso) reinterpretados a posteriori: Me refiero a la revisión de les Petjades del Diable de Tremp, Lleida, no como icnitas de dinosaurio sino como resultado de la actividad de rayas (sí, esos peces condrictios parientes de los tiburones). Podéis repasar la historia en el excelente artículo de Heraclio Astudillo en su blog Folklore de los fósiles ibéricos.

El afloramiento de icnofósiles de la ermita de La Posa, en Isona. Fuente: Georama.

El artículo original describiendo este tipo de rastros fósiles es de Belvedere et al. y lo podéis consultar aquí.

Pero hay cosas que siguen sin cuadrar. Aparentemente las rayas son animales solitarios y no poseen el comportamiento gregario necesario para generar un patrón como el que vemos en Olocau, sino más bien otro en el que las pistas se mantienen a distancia, produciendo un resultado más uniforme. Así pues, estamos en un callejón sin salida. Con la sospecha de que se trata del resultado de la acción de peces buscándose la cena en el fondo de una charca tuve que dejar el asunto en un cajón, a la espera de tiempos mejores. A fin de cuentas, en icnología es extremadamente difícil identificar con exactitud al autor de una traza.

Pues bien. Esta mañana he reanudado la temporada de campo. Las temperaturas en Valencia han bajado lo suficiente como para poder exponerse una mañana de geología en la montaña. Y estaba llegando a la zona en la que estoy trabajando actualmente y me encuentro con esto:

Desembocadura del Barrancazo en el embalse de Cortes. ¡Un momento! ¿Habéis visto eso?

Contened la emoción mientras os explico el contexto. Se trata de la desembocadura del Barrancazo en el embalse de Cortes de Pallás. Dado que este embalse sirve de depósito inferior para un sistema de generación de energía reversible, el nivel del agua varía a lo largo del día (ello se debe a que durante las horas de menor demanda se bombea agua al depósito artificial de la Muela, desde donde se turbina en las horas de mayor consumo devolviendo el agua al embalse). Cuando he pasado estaba amaneciendo y supongo que habrían estado bombeando durante la noche, dejando al descubierto el fondo cenagoso. Ahora os muestro una vista más próxima:

Vista próxima del fondo emergido del embalse. La caña tiene un diámetro aproximado de 2 cm

 El barrancazo es una rambla que tan sólo lleva agua en época de lluvias. El resto del tiempo (como ahora) su desembocadura es una zona remansada a la que sólo llega agua a través de los marcos del paso de la carretera. En un ambiente tan poco energético, tan sólo se deposita una arcilla muy fina, procedente del miembro K4 del Keuper que aflora en la zona. Por si el parecido no fuera suficiente, fijaos en lo que se ve si nos acercamos un poco más: pequeñas perforaciones verticales aquí y allá sobre el patrón general de marcas del fondo.

Un detalle más próximo. Fijaos en las perforaciones milimétricas que aparecen aquí y allá y en los tapices de algas que cubren parte del fondo

Parece evidente que nos encontramos ante el mismo tipo de estructura. De hecho, si nos asomamos al otro lado del paso de la carretera, podemos ver una pequeña extensión de aguas someras con el fondo bioturbado.

Al otro lado del paso de la carretera las mismas marcas aparecen todavía cubiertas por la lámina de agua

Ahora bien, si nos fijamos, podemos ver algo más. Hay un buen número de peces recorriendo estas aguas pocas profundas.

Dos peces nadan en la zona. Aparentemente se trata de carpas.

Tras una breve investigación he identificado estos peces como carpas, relativamente abundantes en el embalse de Cortes. En este catálogo podéis encontrar una descripción de este animal, incluyendo sus hábitos. Se trata de una especie invasora introducida por el hombre que “altera los hábitats al remover los fondos y aumentar la turbidez de las aguas, degradando su calidad”. Esto lo hace ya que se alimenta de moluscos y otros invertebrados que viven en el fondo. Así pues, parece que hemos llegado al final en el caso de Cortes.

Ahora bien, ¿qué nos dice esto en relación con nuestro misterio original? A fin de cuentas, ¿qué tiene que ver la orilla de un embalse actual con una llanura de marea del mar de Thetys de hace 240 millones de años? Sin embargo, la clave de la icnología es precisamente ésta.

La forma en la que los seres vivos alteran el sedimento es el resultado de la interacción entre unos y otros, de forma que las condiciones físicas de éste (grado de cementación, oxigenación, energía) condicionan los modos de vida posibles (alimentación, desplazamiento, vivienda, etc.). Así pues, en condiciones similares se producen trazas similares, independientemente del entorno específico y el tiempo en que viven los animales (e, incluso, del productor). Esto debe tenerse en cuenta a la hora de asignar a una asociación de icnofósiles (una icnofacies) a un ambiente concreto. Por ejemplo, a las condiciones propias de fondos marinos profundos (baja concentración de oxígeno y mínima energía) se le hace corresponder la icnofacies Nereites. No obstante, en los canales turbidíticos se dan icnofósiles que tradicionalmente se asocian a medios más someros y energéticos (como ophiomorpha) y, del mismo modo, condiciones de baja energía y concentración de oxígeno pueden darse localmente en zonas pocas profundas a consecuencia, por ejemplo, de episodios anóxicos (por ejemplo, tras un algal bloom como los que se dan periódicamente en la actualidad).

En nuestro caso, el bombeo periódico crea una especie de marea artificial en el embalse, generando condiciones idénticas o muy semejantes a las que se daban en Olocau al final del Muschelkalk, en la que las mareas dejaban atrás charcas temporales y canales de aguas poco profundas en las que, posiblemente, algún banco de peces que compartía la forma de vida de las carpas actuales dejó las marcas que encontré en la peña de Alí-Maimó. Qué fantástico vínculo entre pasado y presente.

Comparativa entre los icnofósiles de Olocau y los rastros actuales de Cortes

Referencias: Belvedere, M. and al.. 2011. Fish feeding traces from middle Eocene limestones (Gargano promontory, Apulia, Southern Italy ). Palaios, 26 (11):693-699

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Una visita breve a la zona Centroibérica

Últimamente estoy viajando mucho, lo cual tiene su lado bueno y su lado malo. Mientras vas y vienes, vida tienes, dice un refrán castellano. Y, además, ves rocas (eso lo añado yo). La parte mala es no tener la ocasión de dedicar a las rocas el tiempo que se merecen, no poder parar en todos los sitios que a uno le gustaría y soportar la frustración de ver pasar los desmontes de las carreteras a 100 km/h, tan cerca y a la vez tan lejos.

Pero bueno, no nos pongamos dramáticos. Siempre hay ocasión de dedicar algo de tiempo a esas buenas viejas rocas. En esta ocasión he estado en el noroeste de la península, lo que me ha permitido pisar los fundamentos de Iberia (en realidad no hace falta ir tan lejos para eso, pero un poco de efectismo nunca viene mal).

Podríamos decir que Iberia se divide en dos grandes partes: de una parte, el macizo Ibérico, que se cubre el oeste del territorio. Son los terrenos más antiguos, el basamento sobre el que se asienta el resto. De otra, la cobertera mesozoica, al este, que se apoya sobre la primera. La segunda la conocemos bien: la mayor parte de las aventuras descritas en este blog acontecen sobre estos terrenos, básicamente rocas sedimentarias depositadas en los márgenes del mar de Thetys y plegadas durante la orogenia alpina y los rellenos de las cuencas que se formaron durante y tras esta orogenia. Nos cuentan la historia de la ruptura de Pangea, la colisión entre África y Eurasia y la formación de los Pirineos, la cordillera Ibérica y las Béticas. Pero, ¿qué hay del resto?

El macizo Ibérico se extiende desde la costa del cantábrico hasta el valle del Guadalquivir, desde la costa atlántica de la península hasta, aproximadamente, el centro de la misma, si bien hacia el este está cubierto por los rellenos sedimentarios de las cuencas terciarias del Duero, Tajo y Ebro y sólo aflora en los núcleos de las cadenas montañosas. Cuenta con las rocas más antiguas de la península, en el Precámbrico de la cordillera Cantábrica se han datado rocas de más de 600 millones de años de antigüedad.

Ya sabemos que las rocas son las páginas de la historia de la Tierra pero entonces, ¿qué está escrito en las rocas del macizo ibérico? Nada menos que el registro de continentes y océanos ya desaparecidos y la formación de el último supercontinente: Pangea. El macizo ibérico es una amalgama de parte de aquellos continentes y océanos, que todavía pueden reconocerse en cada una de las zonas en que se divide: la zona Cantábrica, la zona Asturoccidental-Leonesa, la zona de Galicia-Tras os Montes, la zona Centroibérica, la zona de Ossa-Morena y la zona Sudportuguesa.

Principales unidades geológicas de Iberia. Fuente: Wikipedia. Autor PePeEfe. Tomada según las condiciones de la licencia.

El proceso de formación de Pangea se extendió a lo largo de un enorme periodo de tiempo mientras una tras otra las masas continentales, impulsadas por la tectónica de placas, colisionaban entre ellas dando lugar a una inmensa cordillera, estilo Himalaya, llamada orógeno Varisco. Por ser (algo) más precisos, entre el ordovícico (hace unos 465 Ma) y el Carbonífero (hace 340 Ma).

Posición aproximada de Iberia en el Ordovícico. Modificado del sitio web de Colorado Plateau Geosystems, del Prof. Ron Blakey: http://cpgeosystems.com/index1.html

Posición aproximada de Iberia en el Carbonífero. Modificado del sitio web de Colorado Plateau Geosystems, del Prof. Ron Blakey: http://cpgeosystems.com/index1.html

Bien. Como os he adelantado, esta semana he estado de viaje por el noroeste. Concretamente en las provincias de Orense, Lugo (por los pelos) y Zamora. Vamos, por la zona Centroibérica. Los materiales de esta zona son, litológicamente, muy uniformes: principalmente cuarcitas y también pizarras del Ordovícico que se depositaron como arenas y arcillas bajo el mar, sobre la plataforma continental de Gondwana, y que experimentaron metamorfismo al quedar atrapadas en la colisión continental ya descrita. En ese proceso las arcillas se transforman en pizarras, las arenas en cuarcitas y, además, las capas se deforman formando pliegues tan espectaculares como el que se puede ver en la sierra de O Caurel. Y cuando digo espectacular es espectacular, ya que aquí es posible apreciar de forma única las fuerzas que configuran la Tierra. El pliegue de Campodola-Leixazós ha sido declarado Monumento Natural por la Xunta de Galicia y forma parte de la relación de puntos de interés geológico mundial Global Geosites. A la altura del km 9 de la carretera LU-651 se ha establecido un mirador con material didáctico para interpretar la estructura. Y, sin más, las rocas.

Vista general del pliegue de Campodola desde el mirador geológico instalado en la carretera LU-651. Obsérvese el eje del pliegue, prácticamente subhorizontal. En la siguiente imagen la interpretación que se muestra en el panel del mirador.

Y aquí la interpretación, tal y como se muestra en el panel instalado en el mirador, en el que también se explica brevemente el contexto geológico:

Uno de los dos paneles instalados en el mirador. Se interpreta la estructura y se explica el contexto paleogeográfico de su formación.

En el mirador hay dos paneles. En el segundo se explica el origen de este tipo de estructuras, conocidas como pliegues recumbentes, término que designa, precisamente, a uno de los dominios en que se divide la zona Centroibérica.

El otro panel explica brevemente el proceso de formación de la estructura de la sierra de O Caurel

Si bien el contenido divulgativo sabe a poco, es una gran noticia que se haya habilitado un mirador con el único fin de evidenciar y permitir el disfrute de un lugar con un interés geológico tan singular.

Vista general del mirador. En primer término, la placa instalada con motivo de la declaración de Monumento Natural.

Las cuarcitas se conocen genéricamente con el nombre de Armóricanas, denominación adoptada del macizo armoricano francés. Armórica es el nombre que se ha dado al fragmento de continente desgajado de Gondwana en el Ordovícico que siguió a Avalonia en un viaje de ida y vuelta, dejando tras de sí un nuevo océano, el Reico, que desapareció, como el de Japeto, en la colisión entre Laurentia y Gondwana que dio origen a Pangea. ¡Qué evocadores son estos topónimos de geografías ya desaparecidas!

Desde este punto continuamos nuestro viaje hacia Zamora, destino Ricobayo, una pequeña localidad junto al río Esla. Allí podemos ver otra de las características de la zona Centroibérica: los plutones graníticos. Estas estructuras, expresiones del magmatismo asociado a la orogenia, afloran desde Galicia hasta el Sistema Central. Son la expresión, ahora en superficie tras el desmantelamiento de la impresionante cordillera Varisca, de los volcanes que existieron asociados a la misma. Pensemos, por ejemplo, en los actuales Andes. Se les asigna una edad Carbonífera. En el caso que nos ocupa, se trata de leucogranitos y granitos de dos micas procedentes del magma generado tras la fusión de la corteza.

Típico aspecto ruiniforme originado por la separación en bloques de la masa granítica. Orilla norte del embalse de Ricobayo.

El granito es una roca muy dura, pero esa rigidez es, a su manera, su debilidad: el proceso de exhumación que lo ha traído a la superficie ha eliminado el peso de la roca que lo recubría (y hablamos de 10-15 kilómetros). Sin la presión que lo confinaba, la masa granítica se ve sometida a distensión, un régimen que no va muy bien a las rocas, que soportan mejor la compresión que la tensión. Ello hace que el granito se rompa siguiendo familias de grietas conocidas como diaclasas, por las cuales circula el agua atacando los minerales más débiles, como los feldespatos. Éstos se alteran formando arcilla y el resto de minerales, básicamente cuarzo, se disgrega, formando las arenas silíceas poco maduras que se encuentran en el entorno de los batolitos.

Arena muy inmadura formada por cristales y de cuarzo, feldespato y mica y algunos fragmentos de roca no disgregados por completo.

Otra manifestación típica del relieve granítico es la existencia de piedras caballeras, grandes bloques redondeados que quedan en equilibrio sobre el nivel del terreno tras la alteración y erosión del resto de bloques que lo rodeaban. Estos bloques están delimitados, precisamente, por las diaclasas ya mencionadas.

Piedra caballera en el horizonte junto a Ricobayo.

Sin embargo, una de las cosas que más impresionan al llegar aquí, es el espectacular encajamiento del río Esla. El río ha excavado un profundo tajo que a la altura de la cerrada de la presa de Ricobayo ronda los 120 m. Se trata de los Arribes del Esla, accidente geográfico no exclusivo que hace referencia precisamente a los cañones formados por los ríos de la cuenca del Duero (incluyendo, naturalmente, al propio Duero, cuyos arribes son los más conocidos de todos). Precisamente el Esla desemboca en el Duero unos kilómetros más abajo de la presa.

Tajo excavado por el río Esla inmediatamente aguas abajo de la cerrada de la presa de Ricobayo.

Los ríos en los Arribes se han encajado en el proceso de desplomarse desde la altura de relleno de la cuenca del Duero, unos 900 m.s.n.m. tras ganar los ríos una salida al mar. Y es que durante la mayor parte de su historia el río Duero, como el resto de los ríos de la cuenca, no desembocaba en el mar, si no en una extensa región entre las montañas del norte y el sistema central. Aquí, en extensos lagos y zonas pantanosas, los ríos vertían sus aguas y los sedimentos que arrastraban hasta formar una llanura extensísima que constituye la superficie actual de la meseta.

Cantos rodados, principalmente de cuarcita, en el entorno de la presa de Ricobayo. 

Posteriormente, durante el Plioceno, Iberia ha basculado hacia el Oeste y se ha elevado. Los ríos han ganado una salida al mar tras ser capturados por corrientes que desde el Atlántico han incidido el borde del macizo ibérico (un proceso conocido como erosión remontante), hasta alcanzar los cursos de los ríos del interior. Ahí finalizó el relleno de la cuenca y comenzó la historia del Duero Atlántico. Así pues, los Arribes del Esla no sólo son espectaculares por la profundidad del encajamiento del río, sino por lo breve (geológicamente) del proceso mismo, probablemente del orden del último millón de años).

No obstante, para ver los materiales que constituyen el relleno de la cuenca no hay más que acercarse a la propia Zamora. Y es que en varios puntos de la ciudad, pero en ningún sitio como en las propias murallas, es posible ver las areniscas y conglomerados procedentes del desmantelamiento de los relieves originados en la orogenia alpina (origen de las montañas que rodean actualmente la cuenca del Duero). Y cómo afloran: sólo pude ver estas rocas de paso, pero me detuve para tomar, al menos, un testimonio fotográfico. Y es que son irresistiblemente atractivas.

Murallas de Zamora, apoyadas sobre un afloramiento de areniscas y conglomerados silicificados del Paleógeno.

Estamos viendo el relleno paleógeno de la cuenca, de carácter silíceo a consecuencia de la litología de los relieves circundantes: cuarcitas, granitos, etc. La ciudad se asienta sobre un conjunto tabular de areniscas y microconglomerados con niveles ferruginosos y silicificados que presentan estratificaciones cruzadas groseras y algunas intercalaciones de cuerpos canaliformes (impresión a priori, altamente especulativa por el poco tiempo disponible).

Otra sección de la muralla. Fijaos en lo bien que se integran en la roca que les sirve de base, ya que muy posiblemente la cantera de donde proceden los sillares estaba situada en un afloramiento de estas mismas rocas.

Un detalle de la base de la muralla.

Y hasta aquí el relato del viaje. Como siempre, las cenicientas de la geología tienen que salir corriendo antes de que den las doce. Aunque bueno, dicen que siempre hay que dejarse algo para volver…

Reconocimiento: Este artículo no habría sido posible sin la alta tolerancia de Andrés Núñez a la exposición a la geología, lo que me permite sugerir desvíos y paradas durante nuestros viajes laborales para echar un vistazo a esas buenas viejas rocas.

Andrés en el mirador de Campodola en el que, por cierto, hay una familia de grietas paralelas al talud que evidencian que hay riesgo de una rotura inminente del terraplén sobre el que se apoya

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El tránsito Triásico-Jurásico en la sierra de los Bosques (Valencia)

No es fácil encontrar buenas secciones donde estudiar el tránsito entre el Triásico y el Jurásico en la Ibérica valenciana. Hay dos razones básicas:

1. Los niveles plásticos del Keuper actúan como nivel de despegue en el contexto tectónico de piel fina de la cordillera ibérica.
2. La tectónica asociada al diapirismo en el contexto distensivo de la última fase de la evolución del Este de Iberia.

En ambos casos el contacto entre el Keuper plástico y el Lías carbonatado aparece, casi invariablemente, mecanizado, impidiendo la observación del tránsito continuo entre ambas series. Así ocurre, por ejemplo, en la Calderona. Y también en Cortes de Pallás y Cofrentes. Pero que no sea fácil no quiere decir que sea imposible.

He dedicado bastante tiempo entre el otoño e invierno pasados a recorrer la sierra de los Bosques, en el término municipal de Chiva. Especialmente el Barranco Grande y el Pico Hiervas (o Hierbas, el topónimo no parece totalmente definido). Y resulta que en la vertiente norte de esta sierra hay uno de estos interesantes afloramientos. Su singularidad (en el contexto geográfico ya mencionado anteriormente) fue puesta de manifiesto por los autores de la hoja 695 -Liria- del MAGNA. Podemos encontrar el tránsito Triásico-Jurásico expuesto a lo largo de varios kilómetros de la carretera CV-379, entre las localidades de Cheste y Gestalgar. Ya sabemos lo que estamos buscando: una sucesión en la que en la base aparece el Keuper evaporítico (podéis repasar las unidades del Keuper aquí), a continuación las dolomías tableadas de la formación Imón y, finalmente, las brechas de la formación Carniolas de Cortes de Tajuña.

Mapa geológico de la zona del afloramiento. Fuente: MAGNA-IGME

En la cartografía geológica vemos que el Keuper aflora en el núcleo de una estructura anticlinal de dirección aproximada NO-SE con el Jurásico dispuesto en los flancos. La delgada franja marcada como T_G2^d , de color rosa más oscuro, son las dolomías tableadas del muro del Keuper.

Así se ve el flanco norte del anticlinal desde el pico Hierbas (cruzando la imagen desde la esquina superior izquierda a la inferior derecha). Los terrenos cultivados de la izquierda constituyen el núcelo desmantelado de la estructura.

Por situarnos temporalmente, hemos viajado hacia atrás cerca de 200 millones de años, al Rhaetiense.

Escala cronoestratigráfica del tránsito Triásico-Jurásico. Fuente: Comisión estratigráfica internacional.

Veamos qué encontramos en el primer punto de observación elegido (marcado con el número 1 en el mapa anterior), en las inmediaciones del lugar conocido como Casas de Ventura. Una buena referencia es localizar el cruce del sendero Turia-Cabriel con la CV-379. Siguiendo el camino hacia el norte nos daremos de bruces con el afloramiento. De hecho, atravesamos la formación Imón al completo en las inmediaciones del km 11 de este sendero, señalizado con un hito.

Mapa topográfico de la zona estudiada. Fuente: IGN.

Hito kilométrico del sendero Turia- Cabriel 

Nada más bajar del coche y poner un pie en el suelo ya nos resulta evidente que estamos pisando el Keuper. Sin embargo, no aflora con claridad estando muy cubierto. El color predominante del terreno en el margen de la carretera es el rojo de los yesos y arcillas característicos de la unidad evaporítica superior y, de tanto en tanto, encontramos bloques de gran tamaño de yesos laminados de color blanco (un indicio del K5).

La estructura anticlinal desde el escarpe jurásico que forma el flanco norte del anticlinal. Al fondo, la sierra de Chiva

Bloque arcilloso-yesífero que, probablemente, procede del miembro K4 del Keuper

Bloque aislado de yesos grises con una pinta tremenda de provenir del K5, que sin embargo no aflora con claridad ni continuidad en la zona

En cuanto abandonamos la vaguada que constituye el fondo del valle (el núcleo del anticlinal) encontramos indicios que nos recuerdan a otros afloramientos como los ya mencionados de Cortes y Cofrentes: en particular, un nivel de carniolas terrosas de color azafrán. Si recordamos, estas carniolas aparecían en los otros casos estudiados en la transición entre los Yesos de Ayora (K5 del Keuper) y las dolomías de la Fm. Imón. Aquí, como ya he dicho, el K5 no es reconocible como tal aunque se intuye su presencia en los bloques aislados que se encuentran en los bancales.

Base de la formación Imón. El tránsito con el Keuper 'tradicional' tiene carácter detrítico-evaporítico y destaca por sus carniolas limonitizadas

Pronto no encontramos ante el escarpe formado por las Dolomías tableadas de Imón. Vemos que se trata de un paquete de unos 20 m de potencia formado por capas centimétricas de dolomías, a veces oquerosas, a veces con una cierta laminación, en la que es difícil distinguir estructuras más allá de algunos niveles de estratificación cruzada de tipo megarriples hacia la mitad de la sección. 

El escarpe de las dolomías oscuras de la formación Imón es una característica geomorfológica bastante notable

Pero vayamos poco a poco. La formación Imón aparece dividida en tres secciones: la inferior, poco definida en campo a consecuencia de su carácter deleznable, está formada por un conjunto de calizas nodulosas, arcillas, limos y las ya mencionadas carniolas de color azafrán con moldes de evaporitas. No se aprecian estructuras ni fósiles. Tiene una potencia de quizá 4-5 m y el aspecto es brechoide y versicolor, predominando los tonos ocres y rojizos.

Aspecto noduloso de la sección inferior de la Fm. Imón. Observad, además, el contenido en óxidos de hierro

En contacto neto sobre este conjunto aparece una sección media de dolomías que se presentan en capas con una tendencia estratocreciente hacia el techo del conjunto. Como estructuras encontramos laminaciones milimétricas, tanto planas como de ripples, en la base. Hacia el techo aparecen estratificaciones cruzadas y estructuras canaliformes. Intercaladas en toda la sección media hay lentejones de de carniolas y brechas, más frecuentes hacia la base. Da la impresión de que se produce en toda la sección un continuo cambio lateral de facies entre laminaciones paralelas, estructuras tractivas y niveles carniolares. Los niveles con laminación milimétrica son dolomicritas, mientras que los niveles con estratificación cruzada son doloarenitas. La laminación paralela aparece en combinación con estructuras en forma de domo que podrían tener un origen estromatolítico.

Dolomías oscuras de la sección intermedia de la Fm. Imón. 

Detalle de la alternancia entre los niveles con laminación milimétrica y carniolares en la sección intermedia

A techo de la sección superior aparecen laminaciones cruzadas y se pasa de dolomicritas a doloarenitas, evidenciando un incremento de energía en el medio

Detalle de un cuerpo canaliforme. Son evidentes la base erosiva, el techo plano y la laminación de ripples a techo 

En contacto entre la sección superior y la sección media es neto. Se produce un cambio litológico con una reducción del tamaño de grano. Ahora encontramos de nuevo dolomicritas en capas centimétricas con laminación paralela milimétrica. Se estructuran ciclos que hacia techo están limitados por superficies ferruginosas. También se observan capas rotas en las que algunos de los fragmentos flotan en una masa recristalizada. De hecho, hay evidencias de deformación y colapso que afectan a cada nivel de forma diferenciada (por ejemplo, con microfallas con salto centrimétrico que se limitan a una capa), quizá de forma temprana durante la diagénesis a causa de la disolución de niveles evaporíticos. En algunos lugares se puede ver que la brechificación no es constante a lo largo de una misma capa, sino que presenta un carácter compatible con un colapso local. En estos casos los clastos no se han desplazado demasiado, siendo posible reconstruir la capa original como si se tratase de un puzzle.

Tránsito entre la sección intermedia y la sección superior (arriba en la fotografía). En la sección superior vuelven las dolomicritas finamente laminadas

Lentejón brechificado embebido en capas con laminación. Se aprecian dos nivelillos rojizos hacia la base de la fotografía. Uno de ellos, bajo la cabeza del martillo, parece haber sido deformado de forma coherente con la brechificación

En la sección superior encontré la única evidencia de posibles fósiles en la forma de porosidad móldica, quizá de bivalvos (especulativo), moldes ahora rellenos de esparita.

Niveles de laminación paralela con porosidad móldica. Los moldes están rellenos de esparita

Los ciclos incluyen niveles con porosidad de moldes de evaporitas que aumentan de potencia hacia arriba, donde se produce el tránsito con la Fm. Carniolas de Cortes de Tajuña. El contacto es brusco y marcado por un nivel brechoide y lo que parece una superficie irregular, que podría ser erosiva (difícil de precisar porque el contacto no aflora con la claridad deseable y, además, estaba todo mojado y eso reducía el contraste) En el campo hay un salto muy marcado entre una unidad y otra: las Carniolas de Cortes de Tajuña son más deleznables y producen suelos mientras que las dolomías de la sección superior de la Fm. Imón no, lo que da lugar a una franja con vegetación de escaso porte.

Carniolas a techo de la sección superior

El tránsito entre la Fm. Imón (abajo) y la Fm. Tajuña (arriba) se produce, aproximadamente, a la altura de la cabeza del martillo. El contacto es neto y da paso a un nivel de brechas muy notable

Sobre el terreno el contacto entre ambas formaciones está marcado por el cambio en la vegetación, que tiene mayor porte sobre la Fm.Tajuña (a la derecha) gracias a que su carácter más deleznable favorece la formación de suelos

A partir de este punto, siguiendo la pista, atravesamos la unidad Carniolas de Cortes de Tajuña. Es una unidad bastante monótona y en algún punto de la base de esta formación se encuentra el muro del Jurásico. Se interpreta la Fm. Tajuña como el equivalente lateral de unidades evaporíticas como la Anhidrita de Carcelén o la Fm. Lécera, sólo que estas últimas sólo están presentes en el el subsuelo, donde las sales no han sido disueltas, mientras que en afloramientos en superficie aparecen las carniolas y brechas de Tajuña como resultado del colapso por disolución de las unidades evaporíticas originales.

Aspecto típico de las brechas de la Fm. Tajuña

Es muy interesante descubrir algunos clastos que muestran una laminación que revela bastante claramente su origen (quizá la sección superior de la Fm. Imón).

Un detalle de las brechas de la Fm.Tajuña. El clasto señalado por el dedo conserva la laminación fina original

A modo de cierre de la visita echemos un vistazo final al afloramiento. Aquí tenéis una panorámica del sendero que hemos recorrido, desde la ladera de enfrente.

Un vistazo hacia el sureste para repasar el recorrido realizado y apreciar la potencia de la fm. Imón en este afloramiento

Terminado el estudio del afloramiento podemos avanzar por la carretera en dirección a Gestalgar. Por el camino encontraremos de forma más definida el tránsito entre el Keuper y la Fm. Imón. De hecho en el margen de la carretera, al pie del escarpe, afloran claramente los yesos rojizos de la Fm. Arcillas yesíferas de Quesa (K4). En esta ocasión, ni rastro del K5.

El escarpe de la Fm. Imón destaca claramente sobre las Arcillas Yesíferas de Quesa (miembro K4 del Keuper)

Otro buen lugar para observar el tránsito continuo está en el barranco de los Cuchillos, cerca de la urbanización El Romeral. De hecho, junto al barranco existe una zona de escalada deportiva con vías equipadas sobre el escarpe de la Fm. Imón. Aquí se aprecia la unidad inferior versicolor que contienen niveles arcillosos y yesíferos rojizas y las carniolas azafrán sin rastro, de nuevo, de los yesos del K5.

Tránsito continuo entre el Keuper 'tradicional' y la Fm. Imón en las inmediaciones del Romeral. Fijaos, de nuevo, en las carniolas azafrán de la sección inferior

Por lo visto en el campo, parece que este afloramiento se ajusta bastante bien a la descripción de Arnal et al (2002) de la Fm. Imón en la cuenca Ibérica. Como precisión adicional, cabe comentar que el contacto superior con la Fm. Tajuña me dio la impresión de ser erosivo, como ya mencionaron estos autores (citando a San Román y Aurell (1992), a Aurell et al. (1992) y Campos et al. (1996) para el sector central de la Ibérica, con lo se podría extender esta observación al sector suribérico.

La formación Imón representa los depósitos de plataforma carbonatada asociados al pulso transgresivo que pone fin al Triásico en el Este de Iberia. El mar avanza sobre los depósitos evaporíticos del Keuper y los materiales que hemos visto representan los ambientes costeros someros de las orillas de ese océano (el Thetys). La unidad inferior de la Fm. Imón se interpreta, de esta manera, como depósitos de llanura costera, la unidad intermedia corresponde a los momentos de mayor profundidad y energía, con presencia de canales mareales y barras submarinas y, por último, el término superior como depósitos de sabkha. Aquí tenemos una reconstrucción paleogeográfica de la región durante el inicio del Lías. El afloramiento se ubica en el margen de la isla que constituye el macizo ibérico, en la costa de la plataforma que cierra el Thetys por el Este. Estas rocas son la evidencia de la continuación del proceso de rifting que acabará por romper Pangea, extendiendo el océano de Thetys hacia el Oeste (algo que se está repitiendo en este momento en el este de África).

Reconstrucción paleogeográfica de Iberia y el este del Thetys en el Jurásico inferior. La estrella marca el afloramiento estudiado en el artículo.  Modificado del sitio web de Colorado Plateau Geosystems, del Prof. Ron Blakey: http://cpgeosystems.com.html

Con esto por fin hemos podido estudiar en detalle la formación Imón, que hasta ahora sólo hemos encontrado como retales muy tectonizados en Cortes y Cofrentes. Y también hemos desembarcado en el inicio del Jurásico, que en breve recorreremos de forma más sistemática.

Referencias:

[1] Mapa Geológico de España a escala 1:50.000. Hoja 695 –Líria- 1982.

[2] La plataforma carbonatada epeírica (formaciones Imón e Isábena) del Triásico superior del Noreste de la península ibérica. I. Arnal et al. Acta de geología hispánica, v. 37 (2002), nº 4, pp. 299-328.

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