miércoles, 9 de mayo de 2018

EL CAMINITO DEL REY: LA GEOLOGIA VERTICAL


SITUACION GEOGRAFICA:
El Caminito del Rey se encuentra en la Provincia de Málaga en el Termino Municipal de los Ardales (Comarca de Guadalteba) dentro del Parque Natural del Desfiladero de Los Gaitanes. Geográficamente estamos en lo que se denomina como Cordillera Penibética o Penibético unas alineaciones montañosas parte de la Cordillera Bética . 
El Caminitodel Rey es una de las rutas de senderismo más conocidas de España y discurre a lo largo del profundo tajo que el Río Gaudalhorce ha excavado entre las Sierras de Huma y del Almorchón en la mencionada Cordillera Penibética. En la siguiente figura se puede ver el mapa geográfico del Signa, y el trazado del Caminito: 
Figura nº 1: Mapa topográfico de la zona del Desfiladero de Los Gaitanes con el trazado del Caminito del Rey (Fuente: SIGNA)
Al Acceso Norte del Caminito se accede, desde la carretera que va al Pantano del Chorro (MA 9006), por un túnel que sale de El Mirador y lleva al Acceso Norte del Caminito. Desde este Acceso Norte el Caminito discurre por la margen derecha del Rio Guadalhorce hasta el estrechamiento de El Chorro donde se pasa a la margen izquierda. El recorrido finaliza en la Estación del FFCC de El Chorro. El dibujado el trazado aproximado sobre la ortofoto de Google (linea amarilla) tal como se ve en la siguiente figura:
Figura nº 2: Ortofoto de Google en la que he dibujado el trazado (linea amarilla a trazos) del Caminito del Rey 
A esta ruta senderista solo se puede acceder con guía oficial y con el equipamiento facilitado por el propio Parque Natural. Debido a que la demanda es muy alta y las plazas disponibles pocas, es necesario reservar plaza con mucha antelación en la web oficial del Parque. 

ENCUADRE GEOLOGICO REGIONAL:
Desde un punto de vista continental la zona que vamos a describir se localiza en el Orógeno Alpino Perimediterráneo Occidental que incluye a la  Cordillera Bético-Rifeña, las Montañas del Tell, los Apeninos, los Alpes y los Pirineos. Esta gran cordillera se levanto como consecuencia de los procesos orogénicos alpinos que se dieron en la zona del Mediterráneo como consecuencia de la colisión, hace 25 millones de años, entre las placas Africana y Europea y de estas con otras de menor tamaño como la Placa de Alborán que subdujo.

La Cordillera Bética, como parte del Arco de Gibraltar, se extiende por el Sur de la Península Ibérica y continúa al otro lado del Estrecho de Gibraltar en la Cordillera del Rif, formando una estructura muy compleja que se divide en varios Dominios Geológicos: la Zona Interna formada por tres Complejos apilados, las Unidades Frontales, las Unidades de los Flysch y la Zona Externa que a su vez se subdivide en tres dominios: la Zona Prebética, las Unidades Intermedias y la Zona Subbética que a su vez ha sido diferenciada en Subbético Externo, Subbético Medio y Subbético Interno. La zona que describiré se encuentra dentro del Subbético Interno occidental o Penibético Externo (Sierra de Huma, Sierra del Valle de Abdalajis y el Torcal de Antequera) en la Zona Externa bética pero muy cerca de la Zona Interna.  



En la siguiente figura se puede ver un esquema (Rodríguez-Fernández et al 2013) de la Cordillera Bética y los dominios antes indicados:
Figura nº 3: Estructuración de la Cordillera Bética (Rodriguez-Estrella et al 2013)
El Dominio Subbético pertenece a la parte interna o meridional de la Zona Externa, con un predominio de las facies pelágicas. Sanz de Galdeano (1997) considera que gran parte del Dominio Subbético se desplazo hacia el oeste, hasta su posición actual en la parte occidental de la Cordillera, durante el Burdigaliense debido al empuje de la Zona Interna. Actualmente se dispone en una amplia franja de dirección ENE-WSW, que abarca desde Alicante hasta Cádiz con 50-100 km de ancho, reduciéndose hacia el Este. Dentro del Subbético hay dos áreas que se comportan como umbrales pelágicos: el Subbético Externo, al Norte, y al Sur el Subbético Interno, ambos caracterizados por acumulaciones calcáreas en el Jurásico. Ambas umbrales están separados por una zona de facies más profundas denominada Subbético Medio, con predominio de la sedimentación margosa durante el Jurásico. En el siguiente bloque diagrama se puede ver la disposición de estos dominios y su subdivisión paleogeográfica con los distintos medios sedimentarios: 
Figura nº 4: Bloque con la reconstrucción paleogeográfica de las Zonas Externas Béticas durante el Jurásico Inferior.
El Penibético seria  un dominio paleogeográfico de la Zona Externa de posición equivalente al Subbético, desarrollado en la parte occidental de la Cordillera Bética (provincias de Málaga y Cádiz) y con características propias, especialmente a partir del final del Jurásico. En la provincia de Málaga estaría representado, fundamentalmente, por la alineación montañosa del Torcal- Chorro y por la parte septentrional de la Serranía de Ronda. 
A una escala menor nos encontramos en una banda de directriz bética (N 70º E) que incluye las Sierras de Torcal de Antequera, Valle de Abdalajís y Humaconstituidas por materiales carbonatados jurásicos y una facies típica de capas rojas cretácicas. La disposición tectónica es muy compleja y se puede diferenciar en una parte meridional (Sierra del Huma y Tajo del Cuervo) en el que los materiales están en disposición subvertical y una parte mas septentrional en el que estos materiales adoptan una disposición mas horizontal desarrollándose un sistema de escamas de vergencia norte y ángulo bajo tal como se puede ver en el perfil geológico de la figura nº 3. Estas escamas dan lugar a una superposición de los materiales jurásicos y cretácicos. 
Figura nº 5: Corte geológico que figura en la Hoja de Ardales del MAGNA 
La estructura asemeja a un anticlinal asimétrico con el flanco meridional verticalizado y el flanco septentrional afectado por una serie de escamas.  
En la siguiente figura se puede ver resaltado sobre la ortofoto el Sinclinal de la Sierra de Huma:
Figura nº 6: Estructura plegada de la Sierra de Huma vista en la ortofoto de Google.
Estratigráficamente la zona se caracteriza por el gran desarrollo que tienen las formaciones carbonatadas jurásicas en contraposición con el Jurásico margoso que caracteriza el Subbético Medio y la ausencia de facies silíceas o con sílex que caracterizan el Penibético Interno.
En el Penibético se distinguen tres conjuntos litológicos (Martin Algarra 1987):
-      Grupo Hidalga: Trías Penibético de facies germánica.
-    Grupo Libar: muy calcáreo que agrupa a todo el Jurásico y parte del Cretácico Inferior (Formaciones Endrinal y Torcal).
-       Grupo Espartina: abarca el Cretácico y Terciario (margas y margocalizas principalmente) .
Así pues en esta zona la disposición estratigráfica seria la siguiente:
En la base aparece un Triásico en el que las facies carbonatadas del Muschelkalk se encuentran más desarrolladas que en el Subbético mientras que las facies evaporíticas del Keuper están poco representadas.
Figura nº 7: Dolomías masivas de la Formación
Endrinal en el Desfiladero de Los Gaitanes.
   Formación Endrinal: con un espesor que puede llegar a los 500 metros de espesor esta formada por calizas que pueden presentarse dolomitizadas en sus 100 metros inferiores (Formación Jarastepar). La facies mas común son las calizas oolíticas de colores claros (blancas, grises y cremas) con restos de algas, foraminíferos, bivalvos, crinoides y corales. Hacia la parte basal de la formación aparece un tramo de 50 a 100 metros de espesor de calizas tableadas. En el Torcal de Antequera son oolíticas y de aspecto masivo con una discontinuidad muy marcada a techo con desarrollo de un importante paleokarst. El medio de sedimentación fue una plataforma marina somera que se desarrollo desde el Lías Inferior al final del Dogger o principio del Malm. Equivale al tramo numero 36 de la columna del MAGNA.
Figura nº 8: Detalle  del la facies ammonitica.
-      Ammonitico Rosso:  de 15 a 20 metros de espesor esta constituida por calizas nodulosas brechoides y calizas margosas nodulosas rojas (ammonitico rosso calizo y ammonitico rosso margoso) que aparecen en dos niveles separados por un hard ground muy bioturbado. Son secuencias condensadas con una velocidad de sedimentación muy baja de 1,5 a 3,5 mm/año Los ammonites indican una edad Bathoniense Inferior - Oxfordiense Superior. Equivale al tramo nº 37 de la columna del MAGNA. En la fotografía de la derecha se puede ver el aspecto de estas calizas nodulosas rojizas, mientras que en la fotografía de la figura inferior se puede ver el aspecto que presenta la formación con una densa estratificación y un color rojizo muy característico. 

Figura nº 9: Las calizas rojas nodulosas con ammonites sobre las calizas y dolomías de la Formación Endrinal en el Desfiladero de Los Gaitanes.
Fotografia nº 10: Calizas con sílex
     Formación Torcal: con un espesor de 200 metros, se trata de calizas bien estratificadas, tableadas, que pueden ser oolíticas, nodulosas o seudobrechoides muy fosilíferas La formación esta dividida en dos miembros uno inferior noduloso y otro superior de calizas oolíticas. Son frecuentes los cambios de facies tanto laterales como verticales. La Formación se deposito en un medio umbral pelágico marino no muy profundo pero alejado de la costa entre el Jurásico Superior y el Cretácico Inferior (Valanginiense). Equivale al nº 38 de la Columna del MAGNA. En la fotografía de la izquierda se puede ver el aspecto de unas calizas con algo de sílex en el Caminito del Rey, destaca el color gris claro (casi blancas) que presentan en el afloramiento.

Figura nº 11: Las calizas bien estratificadas de la Formación Torcal en el cauce del Guadalhorce.  
Figura nº 12: Calizas margosas y margas con silex.
La sedimentación se retomo en el Albiense Superior – Cenomaniense Inferior con la sedimentación de la Formación Carretero – Argos, formada por margas y margocalizas grises a las que siguen margas y margocalizas blancas (las conocidas como "capas blancas") con sílex que se depositaron durante durante el Cenomaniense Superior y el Turoniense (nº 39 en la estratigráfia del MAGNA). 
En la figura de la derecha se puede ver una fotografia tomada en la parte final del Caminito del Rey, una vez abandonado el Desfiladero de Los Gaitanes, con el aspecto de estas facies en las que es fácil diferenciar los niveles con sílex negro y marrón dentro de los estratos de calizas arcillosas.
- Formación Capas Rojas: Encima se depositan de 100 a 150 metros de calizas y margocalizas en facies de capas rojas (nº 40 del MAGNA) que indican la profundización de la cuenca tras la emersión del Cretácico Inferior. Se trata de una de las unidades mas características de las Zonas Externas de la Cordillera Bética (Vera & Molina, 1999) con una edad que comprende el senoniense, Paleoceno y Eoceno Inferior. La Formación se deposito en el margen continental sudbibérico en un medio pelágico de varios cientos de metros de profundidad, alejado del continente con escasos aportes detríticos siendo la parte principal de los sedimentos los caparazones calcáreos de los organismos marinos. La tasa de sedimentación que fue continua durante mas de 40 millones de años era muy baja con valores de 5 a 12 mm cada diez mil de años. El equivalente temporal y lateral en la cuenca subbética es la Formación Quipar-Jorquera y las Capas Rojas presentan grandes similitudes con la Formación Scaglia Rossa de los Apeninos y los Alpes.
El fin de la sedimentación de las Capas Rojas lo marca la aparición de las turbiditas entre el Eoceno Medio y el inicio del Oligoceno.
 La columna lito estratigráfica de El Chorro es la siguiente (según el IGME, ligeramente retocada):
Figura nº 13: Columna litoestratigráfica del MAGNA (retocada). 
DESCRIPCIÓN GEOLÓGICA DEL CAMINITO:
La traza del caminito se inicia en el Túnel que partiendo del Parking publico del Mirador de Ardales que atraviesa la Sierra de Almorchón y sale al Embalse de Gaitanejo donde se sitúa el Acceso Norte. La longitud total del desfiladero es de 3,4 kilómetros con paredes verticales de 300 metros de altura en sus tramos inicial y final donde apenas hay 10 metros de separación entre ellas.  En la siguiente figura se puede ver el mapa geológico (Cartografía digital del IGME) a la que he sobrepuesto la traza del Caminito:
Figura nº 14: Cartografia digital del IGME con la traza del caminito superpuesta (linea amarilla a trazos)
El túnel de acceso esta excavado en materiales tortonienses: areniscas, margas, limos y conglomerados de abanico deltaico que algunos autores consideran que formaban parte del “Corredor del Gaudahorce” una antigua conexión entre el Atlántico y el Mediterráneo antes de la Crisis de Salinidad del Messiniense y de la apertura del Estrecho de Gibraltar. 
En la siguiente fotografía realizada desde la Presa de Gaitarejos se puede ver como los areniscas tortonienses se disponen discordantemente sobre las Capas rojas cretácicas fosilizando un marcado paleorelieve. 
Figura nº 15: Areniscas terciarias (Tortonienses) discordantes sobre las Formación Capas Rojas del Cretácico. Vista desde la Presa de Gaitanejos.
Figura nº 16: El "Arco Gótico" (Los Gaitanejos).
En estos materiales se desarrollan unas curiosas formas erosivas eólicas, oquedades de diferentes dimensiones (de varios centímetros a varios metros,  algunas utilizadas para construir casas e incluso iglesias). La mas espectacular de ellas es el conocido como “arco gótico” que se puede ver en la margen izquierda del río, antes de llegar al Acceso Norte y en la siguiente fotografía
A partir de la Presa de Gaitanejos se entra en el primer tajo: el Desfiladero de Gaitanejos excavado en las calizas mesozoicas de la Formación Torcal que constituyen la alineación de la Sierra del Salto de la Zorra. Al inicio de la ruta, y en la siguiente fotografía, se puede ver el contacto entre las calizas grises masivas del Jurásico (Calloviense – Berriasiense) y las calizas margosas y margas rojas de la Formación Capas Rojas del Cretácico (Cenomaniense – Eoceno):
Figura nº 17: Vista del contacto entre las calizas jurásicas de la Formación Torcal y las margas cretáceas de la Formación Capas Rojas al inicio del Desfiladero de los Gaitanejos. 
Figura nº 18: El Desfiladero de Los Gaitanejos.
A continuación se entra en un estrecho y profundo cañón de origen fluviokárstico de 800 metros de longitud excavado por el Río Guadalhorce en las calizas tal como se puede ver en la fotografía de la derecha. Se trata de calizas jurásicas de color gris claro y aspecto masivo con indicios de estratificación gruesa (ver fotografía de la siguiente figura) y con algún nivel de calizas finamente estratificadas y de calizas nodulosas. Corresponden a la antes descrita Formación Torcal.
Son muy abundantes las formas exokársticas con un gran desarrollo de las formas conocidas como marmitas de gigante. Las distintas formas son indicativas de varias fases de incisión y estabilización del canal fluvial. 
Las calizas se presentan buzando suavemente hacia el NW y afectadas por una serie de fracturas directas como las de la siguiente fotografía, tomada a la salida del Desfiladero de los Gaitanejos:
Figura nº 19: Falla directa en el Desfiladero de Los Gaitanejos.
Una vez que se sale del Desfiladero de Los Gainatejos el paisaje se abre al Valle del Hoyo tal como se puede ver en la siguiente fotografía 
Figura nº 20: Vista general del Valle del Hoyo, al fondo el Desfiladero de Los Gaitanejos.
El trazado del Caminito discurre por los Tajos del Almorchón casi siempre sobre derrubios de ladera que tapan los materiales de la Formación Capas rojas primero y a los materiales de materiales de la Unidad Olistrostrómica después.
Fotografia nº 21: Las Capas Rojas en Los Tajos de Almorchón. 
Esta Unidad Olistrostómica es una mezcla (mélange) producida por un proceso de removilización y emplazamiento en masa de masas rocosas formadas por tectonosomas y olistostomas. Los primeros son series fragmentadas, rotas y entremezcladas de materiales que van del Triásico al Mioceno inferior y pueden ser cartografiables. En cambio los olistostromas están constituidos por secuencias masivas de debritas constituidas por clastos angulosos en una matriz de arcillas yesíferas que pueden aparecer como secuencias de debris flow y mud flow. Así pues los afloramientos de esta Unidad se caracterizan como brechas de origen tectónico con depósitos de deslizamientos, avalanchas y flujos de cantos del Mioceno Medio a través de las cuales se canalizan los despegues tectónicos posteriores al Serravaliense (Roldan, Rodríguez-Fernández y Azañón, 2012). 
Al otro lado del río, por donde discurre la vía del FFCC, se pueden observar afloramientos de las calizas jurásicas (Formación Torcal) con abruptos escarpes de ocasionados por fallas normales que la ponen en contacto con materiales más blandos:
Figura nº 22: Cantera que aprovechaba a las calizas de la Formación Torcal y escarpes de falla.
Figura nº 23: Estructura anticlinal en la trinchera
del FFCC.
La disposición estructural parece bastante más complicada que lo que refleja la cartografía geológica disponible. En la  imagen de la derecha podemos apreciar un pliegue anticlinal muy apretado a la entrada Sur del Túnel del Hoyo que no esta claramente definido en la cartografía geológica disponible, aunque se hace mención al mismo en alguna de las bibliografías consultadas donde se describe como una estructura desarrollada en los materiales triásicos en contacto normal con las dolomías del Jurásico Inferior.   
El tercer tramo del Caminito es el mas espectacular del Caminito y atraviesa el Desfiladero de Los Gaitanes aprovechando el tajo que el río produce al incidir trasversalmente en las rocas jurásicas verticalizadas de las estribaciones de la Sierra de Huma. En la siguiente fotografía se puede ver el contacto entre las dolomías liásicas y los materiales más blandos que tienen debajo. En caso de que estos materiales pertenezcan a la Unidad Olistrostómica como se cartografía en el mapa geológico digital del IGME, seria un contacto mecánico pero si como sugieren otros autores (Antonio Pedrera et al 2016) se trata del Keuper estaríamos ante un contacto normal. Para salir de dudas seria necesario recorrer el corte de la vía del FFCC que se puede ver en la siguiente fotografía lo cual esta prohibido.  
Figura nº 24: Contacto (normal?)  entre formaciones al inicio del Desfiladero de los Gaitanes. 
Fotografía nº 25: El tajo del Desfiladero de Los Gaitanes
y las distintas fases de su excavación.
El Desfiladero de los Gaitanes tiene una longitud de 100 metros y profundidades del orden de los 300 metros con una anchura que a veces no llega a la decena de metros, y como en el caso del Gaitarejo la incisión del tajo se ha producido en distintas fases con momentos de estabilización produciendo un encajamiento en forma de embudo, tal como se ha descrito en la guía del Geodia desarrollado en esta zona y que yo he recreado utilizando una fotografía propia:
En este Desfiladero es donde la geología se hace mas compleja pues en un corto tramo atravesamos las tres formaciones que definen el Jurásico del Penibético Externo. 
Nada mas entrar en el estrechamiento nos encontramos con las dolomías de la Formación Endrinal que en su parte inferior forma un macizo rocoso mal estratificado con una marcada erosión kárstica (ver fotografía de las figuras nº 5 y 18). Más a techo las dolomías pasan a calizas con una estratificación más marcada.
Figura nº 26: La via del FFCC atraviesa el Desfiladero de Los Gaitanes por medio de túneles excavados en estas calizas 
Figura nº 27: Molde de ammonite.
A continuación nos encontraremos las calizas nodulosas con margas rojas típicas de la Formación Ammonitico Rosso que presentan los  fósiles de grandes ammonites que la caracterizan y permiten su dotación geocronologica precisa (ver fotografía de la figura de la derecha). Debido a que, en este lugar, se presentan con una disposición completamente verticalidad constituyen un corte excepcional de estas facies condensadas descrito en la bibliografía científica. En la siguiente figura se puede ver el aspecto que presenta esta formación en el Desfiladero de los Gaitanes.
Figura nº 28: Las calizas rojas nodulosas de la Formacion Ammonitico Rosso en el Desfiladero de Los Gaitanes.
Sobre estas facies condensadas las calizas bien estratificadas de la Formación Torcal con su característico aspecto tableado y color gris:

Figura nº 29: Calizas estratificadas de la Formación Torcal dispuestas verticalmente.

El Desfiladero termina abruptamente en una pared vertical que es el contacto neto con las formaciones mas blandas del Cretácico:
Figura nº 30: El Tajo de los Gaitanes y la pasarela del Caminito el Rey.
La parte final del Caminito hasta la estación de El Chorro discurre por una ladera cubierta por derrubios en la que apenas se pueden ver algunos afloramiento de rocas cretácicas compuestas por margocalizas y margas con niveles de sílex. 
Para una mayor información sobre esta ruta geo turística se puede consultar la siguiente Bibliografía: 
Guía para visitantes del Desfiladero de los Gaitanes (Pedro Cantalejo Duarte, 2016) 
Geolodia 2015 de Málaga: Paseo por El Chorro.
XIV Reunión Nacional de Geomorfología (A. Pedrera et al 2016)
Geología Regional de Málaga (Serrano & Guerra 2004).

Hoja de ARDALES del Mapa Geologico de España (MAGNA).

lunes, 16 de abril de 2018

Nueva aportación al conocimiento del Jurásico de Valencia



ANTECEDENTES:

El Jurásico de la Cordillera Ibérica es muy conocido y esta muy bien estudiado, estando descrito mediante perfiles estratigráficos con una buena exposición y levantados con detalle. En esta entrada voy a describir un nuevo perfil litoestratigráfico de un sondeo de testigo continuo realizado en el termino municipal de Domeño (Valencia).

SITUACION GEOGRAFICA DEL PERFIL:

El nuevo perfil se localiza en el termino municipal de Domeño entre los embalses de Loriguilla y Benageber y mas concretamente en el Barranco de la Fuente de Mariano. En la siguiente figura se puede ver una ortofoto con la situación del punto de la perforación a testigo continuo en la que se ha descrito esta columna, en el mencionado barranco en la margen derecha del Río Turia:


Figura nº 1: Ortofoto de situación del sondeo testiguero en el Rio Turia a la cola del Embalse de Loriguilla   
Al sitio se accede desde el Pk 62 de la CV 35 por el camino que conduce al antiguo Domeño y siguiendo el cauce del Rio hasta el Refugio Forestal de Las Moreras donde se cruza el cauce y se toma el camino que lleva a la Balsa de Cargas (ver ortofoto de la figura nº 1). El sondeo se localiza en el punto de coordenadas:

X = 674487
Y= 4395690
Z = 428+-5 msnm.

En la siguiente figura se puede ver el mapa topográfico de detalle del sitio:

Figura nº 2: Mapa de detalle del Barranco de la Fuente de Mariano.
SITUACION GEOLOGICA:

Geológicamente el perfil se localiza en la parte suroriental de la Cordillera Ibérica concretamente en el Sector Levantino de la misma, tal como se puede ver en la siguiente figura tomada de Contextos Geológicos Españoles (IGME 2008):

Figura nº 3: Croquis de la Cordillera Iberica con la situación del perfil que se describe (Contextos geológicos Españoles)
La actual configuración de la Cordillera Ibérica es debida a la reactivación de fracturas tardivariscas que funcionaron como fallas normales durante el ciclo sedimentario prealpino o como fallas inversas durante la propia Orogenia Alpina. Los rasgos paleogeográficos y el estilo estructural que actualmente presentan las cuencas mesozoicas ibéricas son debidas a los movimientos relativos que sufrieron los distintos bloques del basamento varisco durante el Mesozoico y el Terciario. 

Después de una compleja evolución durante el Pérmico y el Triásico, en Jurásico se instalo en esta zona, situada en el margen occidental del Mar de Tethys,un sistema de plataformas marinas someras en las que se acumulo un gran espesor de sedimentos carbonatados parte de los cueles se van a describir en este perfil estratigráfico.

La zona donde se sitúa el nuevo perfil se localiza en una zona de buzamientos muy bajos, casi tabular, que se sitúa entre dos grandes estructuras de directriz ibérica: el Anticlinal de Chelva de núcleo triásico y el Sinclinal de la Atalaya o de la Sierra de Enmedio de núcleo cretácico. Entre ambas estructuras tectónicas se localiza una potente masa jurásica, muy fracturada, donde se encaja profundamente el Rio Turia. 

Entre estas dos grandes estructuras se sitúa el del Anticlinal de Sot de Chera una estructura regional asimétrica con un flanco norte poco inclinado donde se sitúa el sondeo de investigación cuya columna se va a describir y un flanco meridional que se dobla hasta romperse en una falla inversa que cabalga sobre el cretácico del mencionado Sinclinal de La Sierra de Enmedio

En la siguiente figura se puede ver el mapa geológico a escala 1:200.000 en el cual se pueden ver estas importantes estructuras y su marcada dirección ibérica NW-SE cortada transversalmente por una serie de fracturas de dirección NE-SW, claramente bética, que dan lugar a una serie de pequeñas fosas tectónicas en las que se conservan sedimentos del Cretácico Inferior.

Figura nº 4: Mapa Geológico 1/200.000 del Diputacion de Valencia con la situación del nuevo perfil estratigráfico.
En la siguiente figura se puede ver el mapa geológico del punto donde se sitúa el sondeo de investigación donde se define la nueva columna estratigráfica. Como se puede ver el sondeo esta emboquillado a la cola del Embalse de Lorriguilla:

Figura nº 6: Mapa geologico (Cartografía digital del IGME).
En la cartografía geológica del IGME (Mapa de Chelva del MAGNA) se define la estratigrafía de la zona (Columna del Pico Chelva) con bastante precisión, tal como se puede ver en la siguiente figura donde a la columna que figura en el MAGNA le he añadido la mas actualizada nomenclatura por formaciones:


Además de la Hoja del MAGNA hay varias publicaciones mas que estudian la estratigrafía del Jurásico en la zona, entre todas destaca la del Grupo Español del Mesozoico de Octubre de 1978 en la que S. Fernández-López y J.J. Gómez describen el Jurásico de la Región de Chelva-Domeño aportando la estratigrafía detallada del corte de Chelva y del de Domeño en el que se puede ver una sucesión casi completa del Jurásico Medio. 

Este corte que también se sitúa en la cola del Embalse de Loriguilla y se describe detalladamente en el mencionado trabajo y se puede ver en la siguiente imagen:
Figura nº 7: Columna litoestratigrafica del Jurásico de Chelva (Fernandez-Lopez y Gomez)

PERFIL DEL BARRANCO DE LA FUENTE DE MARIANO:

El perfil que se detalla a continuación fue levantado durante los trabajos de la perforación de un sondeo mecánico de testigo continuo (wire line) que la Conselleria de Agricultura, Pesca y Alimentación de la Generalitat Valencia realizo dentro del “Proyecto de investigación y evaluación del acuífero carbonatado mesozoico en la cabecera de la zona regable del Canal de Benagéber”. El levantamiento fue realizado por técnicos de la empresa TEYGESA bajo la dirección y supervisión de la empresa adjudicataria TRAGSA

Con el fin de determinar lo mas exactamente posible de edad de las formaciones atravesadas cuatro muestras extraídas de este sondeo han sido analizadas micropaleontológicamente por el Catedrático de Paleontología del departamento de Geología de la Universidad de Valencia don Juan Usera Matas y otras cuatro fueron analizadas por la empresa CADOMICA S.L

Los resultados de la descripción litológica de los testigos y de  las determinaciones micropaleontológicas se detallan en la siguiente columna:



COLUMNA DEL BARRANCO DE LA FUENTE DE MARIANO (DOMEÑO)

ESPESOR
EDAD
FORMACION
DESCRIPCION LITOLOGICA

5

KIM
ME
RID
GI
SE

INF.




RITMITA
CALCÁREA
DE
LORIGUILLA
Gravilla con arena arcillosa y cantos hacia abajo.

7,05
Caliza micrítica beige con fragmentos de fósiles

7,65
Caliza micrítica gris con muchos filones de calcita.

12,65
Caliza micritica gris con intercalaciones margosas centimétricas y nódulos ferruginosos y arcilla de decalcificación

28,25
Caliza micrítica gris en estratos de 20 a 40 cm con intercalaciones centimétricas de margas y frecuentes vetas de calcita.

32,90

O
X
F
O
R
D
I
E
N
S
E






CALIZAS
CON
ESPONJAS
DE
YATOVA
Caliza micrítica gris (mudstone-wackstone) en estratos de 50 cm con intercalaciones margosas con abundantes fósiles de equinodermos, lamelibranquios, espículas y ostrácodos),  plaquitas de esparita y  peloides. Se han reconocido la siguiente microfauna: Saccocoma y Globochaete alpina, Protoglobigerina oxfordiana, Lenticulina sp, Frombicularia sp, Ammodiscus sp, textularidos y ophtalmíidos.

42,90
Caliza micrítica gris fosilífera de aspecto noduloso en estratos de 30 y 60 cm contiene nódulos de Fe y láminas margosas. Evidencias de disolución.

43,00

CALLO
VIENSE

ooooooooooooooo
CAPA DE OOLITOS
DE ARROYOFRIO
ooooooooooooooo
Nivel de oolitos ferruginosos con abundantes fósiles de ammonites y belemnites.

45,80
Caliza gris rosáceo de grano grueso en estratos de 20 a 40 cm con belemnites y pátinas rojas.

73,05





B
A
T
H
O
N
I
E
N
S
E










FORMACIÓN DOMEÑO
Caliza micrítica gris clara con fósiles de belemnites y braquiópodos presenta intercalaciones de niveles centimétricos de margas. Se trata de una bioespárita (caliza de filamentos) con alto grado de diagénesis contiene fragmentos de caparazones de equinodermos y pequeños bivalvos y la siguiente microfauna: Stomoisphaera sp, Lobatuta sp, Nautiloculina sp así como Rotalinas muy diagenizadas. La edad seria Bathoniense

81,20
Caliza micrítica de color gris claro en estratos de 30 a 60 cm con pequeñas geodas y nódulos de pirita. Fragmentos de fósiles.

84,40
Caliza micrítica gris muy fosilífera con abundantes nódulos ferruginosos. Se trata de una biopelmicrita (caliza de filamentos) con numerosos fragmentos de equinodermos, artejos de crinoides y secciones de pequeños bivalvos y ostreidos, además de pellets, gasterópodos, ostrácodos y melobesias. Se han determinado los siguiente foraminíferos: Globochaete cf. Spinulosa, Nautiloculina, Lenticulina, Astacolus, Lobatula, Rotaiina, Miliolina y Valvulinidos.  La edad seria Bathoniense 

94,65
Caliza micrítica gris en estratos de 20 a 60 cm con algún interestrato margoso con fósiles de belemnites y braquiópodos.

97,10
Caliza micrítica gris clara en estratos de 10 a 40 cm con frecuentes niveles centimétricos de margas.

111,40







B
A
J
O
C
I
E
N
S
E




FORMACION
MOSCARDON
Calizas micríticas grises claras en estratos de 20 a 60 cm con muchos fósiles de belemnites, braquiópodos, y artejos de crinoideos.

113,65
Caliza micrítica gris en estratos decimétricos con nódulos esparíticos dispersos en estratos de decimétricos y puntualmente superiores métricos. Ocasionales intercalaciones de laminas de margas. Sin fósiles.

122,70
Caliza micrítica de color gris claro en estratos de 0,30 a 1 m. con nódulos esparíticos dispersos  y frecuentes fósiles de braquiópodos.

128,50









FORMACION
EL PEDREGAL
Caliza micrítica gris con nódulos ferruginosos y geodas. Karstificada.

129,20
Dolomía gris oscura.

131,20
Caliza micrítica gris claro en estratos de 20 a 60 cm con intercalaciones de niveles margosos delgados.

149,20
Calizas micrítica gris clara en estratos decimétricos y en ocasiones métricos. Pocos niveles margosos.

158,00
Caliza micrítica de color gris oscuro  con  puntuales niveles de margas centimétricos.

160,45
Caliza micrítica gris con fósiles frecuentes de belemnites. Abundantes laminas margosas

163,00
Caliza micrítica gris con pocos fósiles. Filones de calcita y evidencias de disolución en juntas estilolíticas y planos de estratificación.

163,45

CAPA DE OOLITOS
ooooooooooooooo
Nivel de oolitos ferruginosos que indica la base del Dogger .

170,00







T
O
A
R
C
I
E
N
S
E




CALIZAS
NODULOSAS
DE CASINOS

Caliza micrítica gris con abundantes pellets con niveles centimétricos de margas. Karstificada y fracturada.

182,85
Caliza micrítica gris en estratos de 10 a 60 cm con intercalaciones centimétricas de margas.  Puntualmente hay niveles con fragmentos de fósiles.

194,60
Caliza micrítica gris con abundantes fósiles. Se trata de una biomicrita con alta diagénesis que contiene numerosos restos fósiles piritizados, fragmentos de equinodermos, artejos de crinoides y secciones de ostrácodos. Se ha determinado la siguiente microfauna: Goblochaete cf. Spiniosa, Rotaliina y Lagenina. La edad seria Jurásico sin diferenciar.

    213,70



ALTERNACIA
DE CALIZAS
Y MARGAS
DE TURMIEL
Alternancia de calizas micríticas fosilíferas (biomicrita wackstone) con algunos granos de pirita oxidada y con algunas partes recristalizadas de color gris oscuro y niveles de margas negras en estratos de 10 a 50 cm muy fosilíferas. Contienen abundante macrofauna fósil de equinodermos, crinoideos, gasterópodos y bivalvos. 
Se ha reconocido la siguiente microfauna: Lenticulina sp, Epistomina sp y Frondicularia sp.

226,70



PLI
ENS
BA
CHI
EN
SE



CALIZAS
BIOCLÁSTICAS
DE BARAHONA
Calizas esparíticas en estratos de 10 a 60 cm en algunos niveles muy fosilíferas con intercalaciones de niveles centimétricos de margas. Caliza bioclástica algo recristalizada (grainstone). Se han reconocido equinodermos (muy abundantes) junto a la siguiente microfauna: Frondicularia sp y Lingulina sp. Esta muestra podría correlacionarse con otras asimiladas a la Formación Calizas bioclásticas de Barahona
Edad probable Lías Medio-Superior.

227,15
MARGAS
GRISES
CERRO DE PEZ
Caliza micrítica gris muy karstificada.

245,80
Caliza micrítica gris con laminas, bandeados y niveles centimétricos de margas

277,65



P
L
I
E
N
S
B
A
C
H
I
E
N
S
E


/


S
I
N
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M
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R
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C
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A
B
L
E
A
D
A
S

DE

C
U
E
V
A
S

L
A
B
R
A
D
A
S

Alternancia de micritas dolomíticas bandeadas en estratos decimétricos a veces muy fracturados y calizas micríticas grises con niveles margosos intercalados. Ocasionales fragmentos de fósiles.

302,25
Alternancia de calizas brechoides muy karstificadas y fracturadas y micritas dolomíticas beiges. bandeadas y fracturadas.

307,70
Dolomía marrón con tramos de aspecto brechoide.

315,10
Dolomía marrón oquerosa con intercalaciones centimétricas de margas.

319,75
Margas de color beis blanquecino con niveles fosilíferos.

321,25
Caliza micritica gris algo karstificada

330,20
Margas de color beis blanquecino con niveles fosilíferos

336,50I
Micrita dolomítica bandeada beige en estratos de 0,40 a 1 m.

337,50
Caliza margosa blanquecina.

341,10
Calizas rosadas brechoides en algunos tramos,  con aspecto recristalizado.

350,70
Margas beiges y blanquecinas con alguna pasada dolomítica centimétrica.

358,60
Caliza de grano fino de color beige o marrón en estratos de 10 a 50 cm con concreciones de Fe y fabrica brechoide. Puede llevar vías de agua.

382,65
Caliza micrítica gris en estratos de 0,2 a 1 metros muy fracturada con posibles huecos. Aparecen geodas tapizadas de calcita y vetas del mismo mineral.

386,60
Margas blancas con una intercalación calcárea.

389,60
Calizas blancas y beiges con una intercalación de calizas de grano grueso.

391,40
Margas beiges con pequeñas geodas tapizadas de calcita.

413,60
Calizas de grano fino de color beis – blanco en estratos métricos con frecuentes geodas de calcita de pequeño tamaño.  Nivel oolítico a 411,90 m.

420,70
Marga de color beige con calizas micríticas grises en estratos de 0,40 a 1 m fracturados.

442,25
Caliza micrítica gris muy fracturada. Nivel fosilífero a 438 m.

445,80
Margas de color beige.

459,00
Caliza micrítica gris poco fracturada

471,00
Caliza micrítica gris con niveles centimétricos (10-30 cm) de margas con vetas y geodas de calcita .

473,00
Calizas y margas de color marrón y beige en estratos de 0,40 a 1 m.

474,90
Caliza micrítica con vetas, estilolitos y arcillas de decalcificación.

504,20
Caliza micrítica gris en estratos de 20 a 60 cm con vetas de calcita que le dan un aspecto brechoide.
  
De modo resumido la columna es la siguiente:

0-28 m.Ritmita Calcárea de Loriguilla del Kimmeridgiense Inferior compuesta por una alternancia de calizas micríticas grises bien estratificadas (0,20 m) con margas grises en estratos de pequeño espesor tal como se puede ver en la fotografía de la siguiente figura. Al contrario que en otras formaciones del Jurásico de esta zona en esta la macrofauna escasa y solo aparecen algunos moldes de bivalvos.

Figura nº 8: Pliegue anticlinal en la Ritmita Calcárea de Loriguilla.
28-43 m.Calizas con Esponjas de Yátova del Oxfordiense formación compuesta por calizas en estratos mas gruesos y con macrofauna muy abundante. En la siguiente fotografía se puede ver una fotografía de una concentración de fósiles de ammonites a techo de esta formación. 

Figura nº 9: Concentración de ammonites a techo de la Formación Calizas con Esponjas de Yátova.
En la base de este formación se localiza la Capa de Oolitos ferruginosos de Arroyofrio. En la siguiente fotografía se puede ver este nivel oolítico y ferruginoso separando, nítidamente, la Formación Calizas con esponjas de Yátova de la Formación Domeño del Grupo Chelva.

Figura nº 10: La Capa de Oolitos Ferruginosos de Arroyofrio constituye un nivel guía en el Jurásico Medio.
43-194,50 m: Grupo Chelva del Dogger que se divide en tres tramos, un tramo superior o Formación Domeño de 57 metros de espesor constituido por calizas micríticas grises con fósiles de belemnites y braquiópodos muy abundantes en estratos de 20 a 40 centímetros algunos niveles con intercalaciones margosas de centimétricas a milimétricas, un tramo intermedio o Formación Moscardón de 29 metros de espesor constituido por calizas micríticas grises con abundantes fósiles de belemnites y braquiópodos en estratos de potencias métricas a decimétricas con escasas intercalaciones margosas y un tramo Inferior o Formación El Pedregal de 34 metros de espesor compuesto por calizas micríticas grises en estratos decimétricos a métricos con frecuentes intercalaciones margosas de espesor centimétrico a milimétrico con fósiles de belemnites en la base. El muro de este última formación viene marcado por la presencia de un nivel de oolitos que marca el fin del Dogger.

En la siguiente fotografía se puede ver el aspecto de esta formación en Sot de Chera donde esta afectada por un fuerte replegamiento muy marcado por la densa estratificación:

Figura nº 11: Repliegues en las calizas del Grupo Chelva en Sotos de Chera. 
Figura nº 12: Calizas nodulosas de Casinos
La base del Grupo la constituye la Formación Calizas nodulosas de Casinos (Toarciense) de 32 metros de espesor compuesto por calizas micríticas grises fosilíferas en estratos de 10 a 60 centímetros con intercalaciones margosas de centimétricas a milimétricas. 

En la fotografía de la derecha  se puede ver el aspecto que presenta esta formación en la zona de Domeño: calizas grises de aspecto noduloso.

194,50-214 m: Formación Alternancia de Calizas y Margas de Turmiel del Toarciense de 19 metros de espesor constituido por una alternancia de capas de margas negras y calizas micríticas grises con potencias de 10 a 50 centímetros. Son muy abundantes los fósiles de macrofauna sobre todo cefalopodos.


Figura nº 13: Formación Turmiel en Chelva.
En la fotografía de la izquierda se puede ver el aspecto típico de esta Formación en el Sector Levantino de la Cordillera Ibérica: una alternancia de calizas amarillentas con margas amarillentas por alteración superficial.  

En la siguiente fotografía  se puede ver el contacto entre esta formación y la inmediatamente inferior: las Calizas bioclásticas de Barahona: las margas amarillentas pasan a las calizas bien estratificadas mediante un contacto muy claro a través de un nivel métrico de calizas nodulosas. 









Figura nº 14: Contacto entre las calizas Bioclásticas de Barahona (abajo) y las Calizas y margas de Turmiel (arriba)
214-504 m. Lías: A techo aparece un tramo de 14 metros de espesor de calizas bioesparitas con algunos niveles de calizas brechoides que corresponderían a la Formación Calizas Bioclásticas de Barahona (Pliensbachiense Superior). A continuación se desarrolla un nivel de 50,50 metros de espesor de calizas micriticas a veces dolomíticas con intercalaciones margosas que pueden ser asimilados a la Formación Margas Grises de Cerro de Pez del Sinemuriense-Pliensbachiense, aunque también podría incluir a la Formación Calizas y Margas de Almonacid de la Cuba. Debajo tendríamos la  Formación Calizas y dolomías tableadas de Cuevas Labradas del Sinemuriense que a techo esta constituida por un tramo de 38 metros de espesor formado fundamentalmente por calizas brechoides con dolomías beiges y marrones que pueden ser oquerosas. En la parte media del conjunto aparece un potente tramo de 158 metros de espesor formado por calizas micriticas con intercalaciones de margas beiges en tramos métricos. El muro de la Formación estaría constituido por calizas micriticas grises en estratos gruesos (0,50-0,60 metros) con numerosas vetas de cálcita blanca que le dan un aspecto brechoide.

Figura nº 16: Contacto entre las margas evaporíticas del Keuper y las dolomias del Lias (Formaciones Imón, Cortes de Tajuña  y Cuevas Labradas (Hettangiense - Sinemuriense).
Este perfil estratigráfico encaja bastante bien en la división cronológica del Jurásico Medio en la Cordillera Ibérica propuesta por Gómez y Fernández-López que se puede ver en la siguiente figura:


A una mayor escala estratigráfica tendríamos que del metro 246 al 504 estaríamos en el Grupo Renales, del 195 al 246 en el Grupo Ablanquejo, del 28 al 195 en el Grupo Chelva y los últimos 28 metros pertenecerían al Grupo Turia.  

En el siguiente cuadro se resume, según los estudios y perfiles consultados, la cronoestratigrafía del Jurásico de esta zona (Sector Levantino de la Cordillera Ibérica) :