lunes, 30 de enero de 2017

CONGLOMERADOS DE BORDE DE LA CCC ASTURIANA




La zona más occidental de la Cuenca Carbonífera Central Asturiana (CCC) se caracteriza por presentar un gran espesor de sedimentos de granulometría muy gruesa (conglomerados principalmente) con las características sedimentológicas propias de un cinturón de abanicos aluviales costeros formados a partir de la erosión de una cordillera que se esta levantando en las proximidades. Por este motivo esta zona es muy interesante y singular desde el punto de vista geológico, pero también del económico debido a su potencial minero con unas reservas probadas (hasta 1.000 metros de profundidad) de 144 millones de toneladas de carbón y unos recursos de 386 millones de toneladas en tres paquetes o formaciones con las siguientes capas de carbón:

SECTOR
DENOMINACION
DEL PAQUETE
ESPESOR DEL
PAQUETE
Nº DE CAPAS
DEL PAQUETE
ESPESOR CARBON ACUMULADO
RIOSA-
OLLONIEGO
Esperanza
350
3 - 6
3,50-6,50
Pudingas
700
3 -5
5,00-7,00
Canales
800
8 -12
12,00-15,00
Datos del Inventario Nacional de Recursos de Carbón

De su riqueza arqueológica ya he hablado en este blog en la entrada correspondiente al Santuario Rupestre del Pico Berrubia.

El primer reconocimiento geológico del Carbonífero de Asturias se realiza en 1831 en el estudio “Descripción geognóstica del terreno de carbón piedra de la Provincia de Asturias” de Ezquera et al. Hay noticias de la existencia de alguna explotación carbonífera desde el siglo XVI, aunque el hallazgo de este combustible debió efectuarse entre 1730 y 1740 siendo puesta de manifiesto su importancia por eruditos como Jovellanos. Es a finales del siglo XIX y en el siglo XX cuando la minería del carbón alcanza su máximo esplendor, sobre todo con la fundación en 1967 de la Empresa Hulleras del Norte S.A. (HUNOSA) de capital publico (SEPI) que absorbió a un conjunto de medianas y pequeñas empresas privadas que explotaban minas de carbón en toda la Cuenca. En el año 2013 esta empresa llego a producir 662 kilotones carbón en bruto y 482 kilotones de carbón lavado llegando a gestionar más de 40 minas con 16.390 empleados. Actualmente esta en proceso de liquidación y, pese a sus enormes reservas de carbón, esta previsto que en el año 2018 estén cerradas todas sus explotaciones.

SITUACION GEOGRAFICA Y GEOLOGICA:

Los depósitos conglomeráticos que describiré a continuación se localiza en la zona central de Asturias en el borde occidental de la Cuenca Carbonífera Central asturiana, uno de los dominios tectónicos en los que se divide la Zona Cantábrica  tal como se puede ver en la siguiente figura, tomada de una publicación de la Universidad de Oviedo :

Figura nº 1: Esquema de la Zona Cantábrica y situación de la zona descrita
Figura nº 2: Sectorización de la Cuenca Carbonífera asturiana
La zona donde se localizan estos depósitos conglomeráticos se incluye en el Sector Riosa-Olloniego, el más occidental de los 6 sectores en que se subdivide la Cuenca Carbonífera Central asturiana. En la figura de la derecha se puede ver un esquema de esta cuenca con sus principales limites tectónicos, así como la disposición de los diferentes sectores (según Barba et al. 1991 y Pérez Estaún et al.  1988):

TECTONICA:

Como se puede ver en la figura nº 1 la Cuenca Carbonífera Central, cabalga por el Este sobre la Región Mantos y es cabalgada por el Oeste por la Unidad del Aramo de la Región de Pliegues y MantosEstructuralmente la Zona Cantábrica constituye la parte externa del orógeno hercínico europeo en el NW de la Península Ibérica. Según Marcos y Pulgar (1982) la deformación es del tipo epidérmica (“thin skinned”) sin esquistosidad ni metamorfismo. En la siguiente figura que corresponde a la reconstrucción palinpástica de una sección E-W de la Zona Cantábrica realizada por estos mismos investigadores:

Figura nº 3: Perfil esquemático
Según Rodríguez Fernández (1991) el modelo tectonosedimentario de la Zona Cantábrica durante el Carbonífero corresponde con el de una cuenca de antepaís (“foreland basin”) en la que la sobrecarga litostática producida por la superposición tectónica de nuevas láminas alóctonas determina que se forme por delante de ella y por compensación isostática, una depresión. Esta depresión se denomina surco de antepaís”  (“fore deep”) y se va amortiguando gradualmente hasta una zona no afectada que constituye el antepaís”  (“foreland”) con un umbral intermedio (“forebulge”) tal como se puede ver esquemáticamente en la  siguiente figura (Beaumont 1981):
 
Figura nº 4: Esquema de una Cuenca de antepaís.
Cada surco de antepaís migra en el tiempo a la vez que la deformación avanza y se rellena con sedimentos procedentes del traspaís levantado y que se disponen ordenados en una o varias secuencias de somerización, con geometría de cuña clástica (“clastic wedge”), en las que los distintos depocentros están sucesivamente mas adelantados. La progresiva imbricación de unidades alóctonas en una secuencia de bloque superior (“forward”) provoca que los sucesivos surcos de antepaís sean transportados solidariamente por la lamina emplazada por delante surco de país alóctono (“piggy back basin”) y posteriormente canibalizados erosionándose total parcialmente al incorporarse al traspaís emergido lo que provoca la sucesiva reducción del tamaño de la cuenca sinorogénica. Como resultado de estos procesos por delante de cada unidad tectónica se generaron unas cuñas clásticas dentro de un surco de antepaís  autóctono (foredeep”) que migraron hacia el Este en la misma dirección que el frente de deformación tectónica. La existencia de grandes acumulaciones conglomeráticas en los bordes de la cuenca se pueden explicar como parte de procesos de canibalismo de sucesiones previamente depositadas (Colmenero y Fernández).

El Sector Riosa - Olloniego de la Cuenca Carbonífera Central asturiana esta limitado por dos grandes accidentes tectónicos: el Cabalgamiento del Aramo y la Falla de la Peña tal como se puede ver en la siguiente figura. Entre ambos accidentes tectónicos se sitúa una secuencia monoclinal de formaciones detrítico-clásticas de granulometría muy gruesa, que se presentan muy inclinadas o casi verticalizadas como se puede ver en la siguiente figura:

Figura nº 5: Corte Geológico del MAGNA
Figura nº 6: Cabalgamiento del Aramo (Tudela Veguin)
En la fotografía de la figura de la derecha se puede ver en detalle el escarpe que se produce por el contacto entre las calizas bashkirienses de la Formación Barcaliente y las pizarras y areniscas moscovienses de la Formación Esperanza en Frieres (Langreo). Esta estructura jugó un papel muy importante en la sedimentación detrítica gruesa del Carbonífero Superior del Sector Riosa – Olloniego al corresponderse con el accidente tectónico que separa la fuente del suministro de sedimentos o traspaís de la cuenca de deposito o surco de antepaís (“fore deep).

La Falla de la Peña es un accidente tectónico singular, posiblemente un cabalgamiento, que esta jalonada por las zonas de mineralización de cinabrio de La Peña (Mieres). Esta falla junto a la Falla de La Carrera individualizan el Sector La Justa-Aramil que constituye una estrecha banda de dirección SE - NW limitada por ambas estructuras y que esta diferenciado del resto de los sectores de la Cuenca Carbonífera Central.

Bloque roto y posteriormente soldado con silice
Como ya se ha dicho no hay evidencias de deformaciones tectónicas marcadas por ningún tipo de metamorfismo ni de esquistosidades. Sin embargo en algunas zonas si que se puede ver algún efecto de la deformación que han sufrido estos depósitos durante su rápido enterramiento y la posterior orogénesis. Durante esta deformación algunos cantos cuarcíticos, duros pero frágiles, han sufrido una intensa fracturación para posteriormente producirse la cementación de estas fracturas dando lugar a la aparición de cantos con fracturas soldadas por cuarzo.

También se pueden ver zonas donde ha existido una circulación profunda de fluidos que han provocado la silidificación de las pudingas con la practica desaparición de la estructura original de las mismas  al fundirse los clastos con la matriz y el cemento silíceo, formándose a la vez abundantes filones y venas de cuarzo.

EL MEDIO SEDIMENTARIO:


Estos conglomerados se depositaron en dos abanicos aluviales costeros: el abanico aluvial de Mieres y el abanico aluvial de Olloniego. La Formación Mieres se depositaria en un abanico aluvial costero de clima húmedo que progradaría sobre zonas marinas someras o transicionales, representaría un abanico aluvial de tipo plataforma (shelf type fan delta) como el del modelo de la siguiente figura:


Figura nº 7: Medios sedimentarios en el Carbonífero Superior de la Cuenca Carbonifera Central

Los abanicos aluviales son sistemas sedimentarios con distintos tres partes diferenciadas: proximales, medias y distales. Los depósitos proximales corresponderían a barras conglomeráticas longitudinales y transversales y a canales conglomeráticos trenzados y estarían formados por conglomerados con niveles de areniscas discontinuos. El abanico aluvial medio estaría formado por sedimentos con una mayor proporción de arena que corresponderían a llanuras arenosas trenzadas cortada por canales conglomeráticos. En el abanico distal se desarrollarían depósitos de bahías y llanuras de mareas con barras para terminar en una típica plataforma lutítica prodelta


EDAD GEOLOGICA:

Las formaciones que voy a describir se depositaron en el Carbonífero Superior concretamente en el Westphaliense Superior o Moscoviense (Podolsky Superior – Myachkovsky Superior en las cuencas carboníferas rusas). En la figura siguiente se puede ver la división en pisos del Carbonífero y como la sedimentación en esta zona se desarrolla en un lapso de tiempo muy corto:

Figura nº 8: Cronograma del Carbonífero.
La tasa de sedimentación durante este periodo es anormalmente alta con un espesor de 6.000 metros acumulados en solo 35 millones de años (Namuriense - Westfaliense) acelerándose hacia el final del Periodo.  

DESCRIPCION DE LAS DISTINTAS FORMACIONES EN EL SECTOR RIOSA-OLLONIEGO:

En el argot minero la sucesión litoestratigráfica se divide en “paquetes”, mientras que en los estudios geológicos se habla de formaciones. En el siguiente cuadro se puede ver la correlación establecida entre ambas denominaciones para la Cuenca Carbonífera Central asturiana: 
Figura nº 9: Cuadro de correlación entre distintas Areas de la Cuenca Carbonífera Central
Los primeros estudios de la zona de Riosa – Olloniego se inician con Adaro y fueron continuados por Wagner (1957), Melendez, Kindelan y Llopis. Un completo estudio estratigráfico lo  realizan Pello y Corales (1971) que establecen la siguiente sucesión litoestratigráfica en el borde NW de la CCC es la siguiente (de techo a muro):

-FORMACION LOREDO: la mas alta de toda la serie carbonífera, caracterizada por presentar calizas marinas, lutitas, areniscas y algunas capas de carbón no aprovechables. Tiene un espesor máximo de 150 metros y limita a techo con el cabalgamiento del limite noroccidental de la CCC.

-FORMACION ABLANEDO: con areniscas, lutitas y arcillas con algunas capas de carbón que fueron explotadas en el pasado. Esta formación con un espesor visible de 230-500 metros aparece generalmente cabalgada por areniscas devónicas y calizas namurienses.

-FORMACION CONGLOMERADOS CALCAREOS DE OLLONIEGO: con conglomerados mal clasificados y muy inmaduros con cantos y bloques de calizas devónicas y carboníferas y una cantidad menor de areniscas y cuarcitas en una matriz calcarenítica. También presenta areniscas, lutitas, y ocasionalmente calizas y alguna capa de carbón. Su espesor máximo es de 800-1000 metros y 15 kilómetros de extensión lateral entre Riosa y Tudela Veguin.   

-FORMACION ESPERANZA: presenta unos 200 metros de areniscas y lutitas con algunos niveles de conglomerados cuarcíticos, así como ocasionales capas de carbón que pueden ser explotables.

-FORMACION PUDINGAS DE MIERES: caracterizada por presentar bloques de cuarcita en una matriz de cuarzo arenitas. Su potencia máxima es de 700 metros. Desde esta formación hacia arriba la edad geológica es Westphaliense D.

-FORMACION CANALES: se caracteriza por presentan hasta 20 capas de carbón en una secuencia de lutitas y areniscas de 800 metros de espesor.

A continuación describiré, basándome en mis observaciones y los antecedentes bibliográficos disponibles, esta serie litoestratigráfica descripción que ilustrare con fotografías. Debo de señalar que en toda esta zona de Asturias se desarrolla un suelo de gran espesor y sobre él una densa vegetación por lo que los afloramientos del substrato rocoso son muy escasos y de  mala calidad y sueles estar restringidos a los taludes de las carreteras:

De muro a techo tenemos:

FORMACION CANALES

Su potencia máxima es de 960 metros. García Loygorri que considera que esta formación engloba a los paquetes Caleras, Generalas, San Antonio y base de Maria Luisa, marca su inicio en el primer nivel de pudinga y la describe como una sucesión de niveles marinos y continentales, más potentes y continuos los primeros y menos potentes los segundos, contabilizando 16 capas de carbón y numerosos carboneros. Mas recientemente se ha considerado que la Formación Canales equivale al Paquete Caleras y al techo del Paquete Tendeyón tal como se poder ver en la figura nº 9.

En la Memoria de la Hoja de Mieres del MAGNA se describe una serie estratigráfica con un 70% de tramos de origen marino con intercalaciones de niveles continentales con numerosas capas de carbón, en realidad no se debe de hablar de tramos marinos y tramos continentales sino de un medio sedimentario de transición de tipo deltaico con transgresiones y regresiones mas o menos acentuadas. El techo de la formación es un nivel arenoso con una capa de carbón sobre la que se sitúa el primer horizonte de conglomerado silíceo.

Se le asigna a una edad Wesphaliense C-D en base a la presencia de Alethopteris lonchitica SCHLOT en su base y de Neuropteris ovata HOFMANN en su parte superior.

En la siguiente fotografía se puede ver el aspecto de una de las facies típicas de esta formación, unas pizarras grises con estratos de areniscas grano fino: 
Figura nº 10: Lutitas con areniscas (Ablaña)

Se trata de depósitos del abanico distal, bien de llanura de inundación o de plataforma restringida con aportes de detríticos finos.

Figura nº 11: Areniscas con fragmentos de carbón (Ablaña)
En la figura de la derecha se aprecia el aspecto de uno de los niveles de areniscas de grano grueso con estratificación cruzada en surco correspondiente a depósitos de plataforma deltaica. Se trata de litarenitas de grano grueso en la base y fino a techo que pueden llegar a tener potencias de 15 metros y base erosiva. En estas areniscas son frecuentes lags basales de hasta 2 metros de espesor compuestos por areniscas con cantos de carbón. Sobre estos lags se disponen areniscas con estratos lenticulares de 0,30 a 3,00 metros de espesor con estratificación cruzada en surco y planar en cuña. En la figura de la derecha se puede ver uno de estos lag que son indicativos de la erosión de una capa de carbón depositada anteriormente.

El Pozo Monsacro y el antiguo Pozo Llamas (Ablaña) están emplazados sobre el contacto de esta Formación con la superior que describiré a continuación.

FORMACION PUDINGAS DE MIERES:

Figura nº 12: Croquis Pudinga de Mieres
Se trata del primer gran paquete de conglomerados, fundamentalmente cuarcíticos (pudingas), que constituyen una unidad litoestratigráfica diferenciada con un espesor de 800 a 1.000 metros y mas de 20 kilómetros de extensión lateral, entre Riosa y Frieres (Langreo). En la figura de la derecha se puede ver un croquis (tomado de la Universidad de Oviedo) con la extensión de las formaciones conglomeráticas a lo largo del borde occidental de la Cuenca Carbonífera Central:

La Formación según se define en la cartografía geológica del IGME (Hoja de Mieres del MAGNA) se dividiría en tres tramos:

Un tramo inferior de naturaleza conglomerática con un espesor muy variable (9 a 28 metros) que se apoya directamente sobre la Formación Canales. Este tramo esta compuesto de ortoconglomerados monomícticos extraformacionales clasto soportados, constituidos por clastos de cuarcita con tamaños que varían desde bloques a gravas (pobremente clasificados) de formas redondeadas y subesféricas y con escasa matriz litarenítica. En la siguiente fotografía se puede ver la pudinga del techo de este tramo sobre la que se sitúan areniscas con una estratificación ondulada que se amoldan a la forma del lecho conglomerático.
Figura nº 13: Areniscas sobre las pudingas del primer tramo

Un tramo intermedio con un espesor de hasta 140 metros (100 metros en el Pico Arenero) y gran continuidad lateral, el tramo esta formado por lutitas con abundantes restos vegetales y areniscas con estratificaciones planas, cruzadas y lenticulares. La presencia de carbón en este tramo es conocida desde antiguo (el denominado "paquete entrepudingas" con 4 o 5 capas de carbón explotables) y permitió el establecimiento en el Pico Arenero una pequeña explotación mediante una mina de montaña, esta mina aprovechaba varias capas de carbón de poco espesor (0,20 - 0,30 metros).
Figura nº 14: Fósiles de Stigmaria.

En esta explotación, aparte de otros restos vegetales, aparecen numerosos fósiles de Stigmaria que corresponden a las raíces de helechos arborescentes del tipo Lepidodendron como los de la fotografía de la derecha:


En las lutitas también se pueden ver superficies de estratificación con numerosos restos vegetales y grietas de desecación como las que se pueden ver en la siguiente fotografía, estas grietas y fósiles son indicativos de momentos de cese de la sedimentación, exposición subaérea y colonización vegetal que originaba la formación de una capa de carbón:  

Figura nº 15: Grietas de desecación a techo de un estrato de lutitas (Pico Arenero)

Un tramo superior que llega a tener un espesor de 800 metros y esta formado por cuatro potentes niveles de ortoconglomerados  compuestos por bloques, cantos y gravas con intervalos de areniscas y algunas lutitas con algo de carbón. En la fotografía de la derecha se puede ver el contacto entre las pizarras con carbón del techo del tramo intermedio y las pudingas masivas de la base del tramo superior en la zona de Les Escobadilles. Visto en detalle parece un contacto normal, neto, sin llegar a apreciarse ninguna discordancia angular, cicatriz erosiva importante ni ninguna superficie canalizada.

Figura nº 16: Contacto entre las pudingas y las lutitas con carbón (Pico Arenero)

Los conglomerados de bi a polimodales (de pobremente a muy pobremente seccionados según Folk) presenta una fabrica masiva o bien los clastos orientados paralelamente a la estratificación en secuencias no gradadas sin llegarse a ver las granoclasificaciones ni positivas y negativas que se mencionan en la bibliografía. Los clastos son cuarcíticos en más de un 95% de formas muy redondeadas, discoidales o elipsoidades los de mayor tamaño y esféricos los más pequeños

En la siguiente fotografía se pueden ver estos conglomerados masivos en las inmediaciones del Pozo San José (Olloniego) observándose una marcada orientación de los clastos mas elipsoidales en lo que parece un entramado tipo a(p) a(i) y con una disposición masiva sin indicios de estratificación.
Figura nº 17: Pudingas masivas (Pozo de San José de Olloniego)
Se trataría de depósitos de facies Gm de Miall formados en barras longitudinales y/o depósitos de fondo de canal o depósitos de tamiz. Las capas de carbón de esta formación  aunque de bastante extensión superficial presentan frecuentes truncaciones erosivas lo que unido a su reducido espesor y alto contenido en cenizas las hace poco rentables para su explotación. Estas capas pueden aparecer directamente encima de los conglomerados y corresponden al desarrollo de bosques pantanosos sobre lóbulos aluviales o aparecer entre los niveles areniscosos formadas a partir de vegetación que crece en áreas marginales (lacustres, palustres, llanuras de inundación estuarios y llanuras de marea). 

Salvador (1993), entre otras muchas, define las siguientes facies en esta Formación:

Depósitos conglomeráticos: es la facies mas abundante estaría constituida por conglomerados monomícticos de cantos silíceos, fundamentalmente cuarcíticos, bien redondeados, con tamaño normalmente superior a 4 cm (pebble y cobble) siendo frecuentes los bloques de 40 a 50 cm de eje mayor (ver fotografía de la figura anterior). No hay signos de estratificación presentándose en tramos muy gruesos separados por niveles de areniscas y a veces de pizarras con carbón.

Forman depósitos en general bien calibrados bimodales y esporádicamente polimodales con escasa matriz de litarenitas de grano medio. El armazón esta compuesto por cantos (clast-supported) presentando un contacto entre los mismos de los tipos: puntual, largo y largo-puntual con señales de solución-precipitación. En la siguiente fotografía se pueden ver estas marcas de presión con disolución y precipitación de óxidos de Fe.

Figura nº 18: Marcas de presión con precipitación de óxidos de hierro (Cogollos; Tudela de  Agüeria)
Los cantos de mayor tamaño presentan, preferentemente, sus ejes mayores paralelos a la estratificación y ocasionalmente en posición vertical (ver las orientaciones de castos en la fotografía de la figura nº 19). Entre los cantos, aparentemente no ordenados, se encuentran numerosos cantos discoidales imbricados.

Esta facies se depositaria en barras longitudinales de sistemas distributarios trenzados proximales y en flujos en masa canalizados. Se desarrollan dentro de canales anchos y poco profundos que se rellenan en épocas de crecidas por la coalescencia vertical y lateral de las barras. En su mayor parte los conglomerados han sido depositados en un flujo rápido con acumulación y enterramientos también rápidos. 

Figura nº 19: Cantos con matriz areniscosa
Las arenas con estratificaciones cruzadas al techo de estas facies se depositarían al disminuir el flujo infiltrándose entre las gravas inferiores tal como se puede ver en la fotografía de la derecha donde se puede apreciar un notable incremento de la matriz debajo del nivel de areniscas. 


También es frecuente encontrar una facies formada por gravas y cantos silíceos con características de textura y composición semejantes a la facies anterior pero se presenta en estratos lenticulares de hasta un metro de espesor con bases cóncavas y techos planos. Se presentan masivas o gradadas con disminución del tamaño de los cantos hacia en techo y con una estratificación cruzada en surco de bajo ángulo o paralela. Esta facies representaría el relleno de surcos erosionados sobre areniscas distales durante etapas de crecida al disminuir la capacidad de transporte de los cantos por la propia estructura de dispersión del sistema de distributarios.


En las zonas más distales se sedimentan principalmente las areniscas con algunos canales aislados que se rellenan rápidamente. Este tipo de facies corresponden con depósitos de alta energía pertenecientes a las partes más proximales de abanicos aluviales costeros que progradan sobre ambientes someros (lutitas y areniscas deltaicas y lutitas de bahías interdistributarios) desarrollando cuñas clásticas que avanzan en dirección SE hacia donde se hacen más finas. También se corresponderían con  las facies del grupo G de Miall siendo las más frecuentes las Gt y Gm. La escasa matriz entre los cantos y la asociación de estas facies con areniscas indican una corriente capaz de lavar aquellas que es depositada más adelante.

En estas facies silíceas los cantos están muy evolucionados textural y mineralógicamente esto se interpreta como el resultado del origen policíclico de estos sedimentos y por algunos investigadores como el resultado del retrabajamiento de los conglomerados en un cordón litoral sometido a la acción de  las corrientes marinas y las mareas.


Hacia el NE (Frieres; Langreo) las pudingas presentan una apreciable disminución del tamaño de grano tendiendo a escasear los tamaño más gruesos (bloques) y tomando la pudinga una apariencia más homogénea. Este fenómeno que seria debido a una mayor lejanía de la fuente de alimentación que se situaría más hacia el Oeste en la zona de Olloniego – Mieres.

Figura 20: Pudingas de Nicolasa
En cambio en la zona de Nicolasa (Ablaña), situada más al SW y más próxima a la teórica fuente de alimentación, las pudingas son mas parecidas a las de la zona de Olloniego - Mieres, tal como se puede apreciar en la fotografía de la derecha.



En la zona de Riosa, que se localiza el extremo más  SW de la Formación, no llega a apreciarse ninguna diferencia con el resto de la misma, salvo una menor potencia del conjunto de la Forkmación y un mayor porcentaje de matriz arenosa.

No se aprecia ninguna variación en la composición litológica de los conglomerados que en todos los sectores tienen mas de un 95 % de los clastos de naturaleza cuarcítica posiblemente procedentes de la erosión de formaciones del Paleozoico Inferior (Cámbrico, Ordovícico y Silúrico) de la Región de Pliegues y Mantos y de la Zona Asturoccidental Leonesa que en el Carbonífero Superior debían de formar parte del orógeno varisco.



Niveles de areniscas: Corresponde a depósitos de barras y canales arenosos de una llanura aluvial y están formados por litarenitas de grano medio y grueso que pueden contener cantos de cuarcita aislados o formando niveles mas o menos continuos, presentan laminaciones plano-paralelas e intercalaciones de sets de estratificación cruzada en surco o planar con láminas tangenciales en la base. Localmente pueden aparecer superficies erosivas planas marcadas por acumulaciones de cantos de carbón y lutitas y estratos con techos convexos de megaripples. Forman acumulaciones con espesores máximos de 15 metros que pueden seguirse durante varios kilómetros. 

Figura nº 21: Areniscas en Berrubia
En la fotografía de la derecha se puede ver una de estas barras areniscosas con laminación paralela y/o cruzada planar de bajo ángulo y lateralmente muy continua, que se apoya sobre pudingas con cantos imbricados. Las marcas en forma de herradura son grabados rupestres de un santuario prehistórico del Pico Berrubia.


Corresponderían a las facies Sp de Miall y serian depósitos de barras linguoides y/o barras transversales.  Se interpretan como barras aplanadas que forman un depósito extensivo dominado por corrientes someras de alta velocidad dentro de las cuales se forman barras transversales con laminaciones cruzadas y barras longitudinales con laminaciones paralelas. La acumulación de cantos y formación de superficies erosivas planas tiene lugar en los momentos de máxima descarga de los sistemas braided.

También se pueden encontrar litarenitas de grano fino a grueso con clasificación moderada en estratos lenticulares de 0,30 a 15 metros de espesor con bases erosivas marcadas por cantos de carbón, fragmentos de lutitas y de areniscas y troncos en ocasiones carbonizados y bien conservados. Cada capa muestra una distribución granodecreciente y estratificación cruzada en surco a mediana escala con láminas tangenciales a la base. Estas facies forman acumulaciones grano y estrato decrecientes  que pueden alcanzar los 25 a 30 metros de espesor formándose una cuña que se adelgaza hacia el SE. Las areniscas canalizadas de esta facies corresponden a flujos confinados de escasa jerarquización que forman una red de canales distributarios en la parte media del abanico aluvial. La superposición de  sucesivas secuencias de relleno de canal supone una persistencia del ambiente con canales activos en las etapas de progradación de las llanuras arenosas. 

En la siguiente fotografía tomada en las proximidades del Nuevo Pozo de San José se puede ver uno de los gruesos niveles de areniscas que aparecen intercalados en las pudingas en este caso presentando una marcada laminación cruzada tendida y un delgado nivel de conglomerados a techo.

Figura nº 22: Areniscas con pudingas y laminación cruzada (Pozo de San José; Olloniego)

Varios investigadores han estudiado esta zona llegando a conclusiones muy parecidas. Así Barba & Colmenero consideran que la Formación Pudingas de Mieres es un abanico aluvial costero de clima húmedo que prograda sobre ambientes marinos someros y/o transicionales, es decir un fan delta del tipo plataforma (shelf type fan delta). Estos autores consideran que los conglomerados silíceos con areniscas intercaladas corresponden a depósitos de barras longitudinales y transversales de canales trenzados (braided) y coladas tipo debris flow. Los niveles  de areniscas corresponderían a depósitos de llanura arenosa trenzada cortada por algunos canales conglomeráticos. En algunos casos los lóbulos conglomeráticos progradaron directamente sobre facies de plataforma lutítica prodelta según muestra la bidirrecionalidad de la imbricación de los cantos.

Por su parte Agueda et al (1987) consideran que la Formación Pudingas de Mieres se depositó en zonas proximales de abanicos aluviales costeros y que están representadas en la misma sus áreas marginales ampliamente colonizadas por pantanos y marismas y generadoras de capas de carbón estrechas, discontinuas con frecuentes truncaciones y un alto contenido en cenizas. La progradación de los lóbulos conglomeráticos sobre las zonas pantanosas se realiza mediante secuencias negativas mientras que el abandono de estos lóbulos produjo el efecto contrario.

En su trabajo Salvador asocia estos conglomerados a depósitos de barras longitudinales en sistemas distributarios proximales y a flujos en masa canalizados desarrollados dentro de canales anchos y poco profundos rellenos en épocas de crecidas por la coalescencia vertical y lateral de las barras.  Describe imbricaciones con el eje mayor paralelo a la corriente y transversal a la misma cuando el transporte es por medio de carga de fondo. Las areniscas se depositarían en una etapa de disminución de flujo y se infiltrarían en las gravas.

La Formación Pudinga de Mieres se correspondería estratigráficamente con el techo del Paquete Generalas y la parte inferior del Paquete San Antonio. Mas al Este en el Sector Aller-Nalón, y en estos mismos paquetes, aparecen dos niveles de conglomerados silíceos: la 1ª Pudinga y la 2ª Pudinga de aspecto totalmente similar a las Pudingas de Mieres (ortoconglomerados cuarcíticos clasto soportados) tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía:

Figura nº 23: Pudingas del Paquete Generalas (Santo Emiliano)

Estas niveles conglomeráticos se presentan en dos tramos de 35 a 40 metros de espesor compuestos de pudingas con niveles de areniscas de grano grueso con estratificación cruzada en surco con restos de troncos y cantos de carbón. Entre ambos niveles de pudingas aparecen areniscas braided de la orla distal con niveles de vegetación y de carbón. Leyva y Santa Maria los consideran un flujo de cantos o manto de arroyada no canalizado en base a la forma plana de su base, la falta de erosión sobre el subtrato así como la no organización interna del sedimento. El mecanismo seria un flujo que arrastra una gran cantidad de sedimentos y no puede excavar un cauce (debris-flow). La fuente de suministro del material seria la Pudinga de Mieres lo que explicaría su composición litológica (cantos silíceos) y su relación cantos/matriz.

La Pudinga de Mieres y la 1ª y 2ª Pudingas del Paquete Generalas son litológicamente iguales, sus facies son las mismas al igual que su área  madre. Solo las fallas de La Peña y La Carrera impiden una correlación directa entre ellas, lo mas lógico es pensar que las pudingas de Generalas  serian depósitos del mismo abanico aluvial y por lo tanto se corresponderían lateralmente con la Formación Pudingas de Mieres de la que formarían parte.


FORMACION ESPERANZA:

A techo de las pudingas y de forma gradual aparece una formación  con areniscas, lutitas y capas de carbón más parecida a los depósitos continentales y de transición típicos del Carbonífero Superior asturiano. Su potencia es de 280 metros e incluye en su parte inferior algunos niveles de conglomerados silíceos (pudingas). De esta formación había un buen corte en Malpica en la carretera al nuevo Pozo San José (Arroyo del Fayéu) pero el abandono de esta pista a hecho que en la actualidad la vegetación se haya adueñado de la zona y resulte imposible ver ningún afloramiento de entidad. En la Memoria de la Hoja del MAGNA de Mieres viene un perfil de esta Formación levantado en esta misma zona (Arroyo de San Frechoso).

Figura nº 24: Chamizu o mina de montaña
En la pista que lleva al Pozo San Jose aun se puede ver algunos vestigios de la minería de supervivencia que hubo en la zona como en la fotografía de la figura de la derecha correspondiente a una antigua explotación minera de montaña o “chamizu”. Esta mina consistía en una excavación que seguía una capa de carbón de 30 cm de espesor entre dos estratos de areniscas de grano medio a fino. 

Ya cerca de la Mina Vicentina hay otra excavación en la que se localiza en el techo de esta Formación que esta formado por un nivel de areniscas de grano muy grueso con numerosos fragmentos angulosos de carbón y abundantes restos de troncos de arboles arrastrados. Encima de estas areniscas aparecen los primeros bloques calcáreos que indican el inicio de la sedimentación de la Formación Conglomerados Calcáreos de Olloniego, se trata de bloques calcáreos esféricos y redondeados tal como se puede ver en la siguiente fotografía:

Figura nº 25: Contacto entre las Formaciones Esperanza y Olloniego (La Vicentina)

En la escombrera de la Mina Vicentina he encontrado algunos restos vegetales concretamente impresiones del equiseto Calamites tal como se puede ver en la siguiente fotografía:

Figura nº 26: Impresión de la corteza de un tronco de Calamites.
FORMACION CONGLOMERADOS CALCÁREOS DE OLLONIEGO:


Esta formación en la zona de Malpica – Olloniego esta formada por conglomerados calcáreos poligénicos (gonfolitas) compuestos principalmente por cantos y bloques de carbonatos cuya fuente son  formaciones devónicas y carboníferas (Calizas de Montaña, Caliza Griotte, Formación Rañeces, etc…) presentando también bloques de areniscas y cuarcitas devónicas, cuarcitas ordovícicas y más ocasionalmente fragmentos de carbón. En la fotografía de la siguiente figura se puede ver una típica gonfolita de la Formación Olloniego, un conglomerado compuesto por clastos angulosos y subesfericos muy mal clasificados por tamaños y de litologías diversas (calizas y dolomías devónicas, calizas carboníferas, areniscas, limolitas, etc… curiosamente los cantos cuarcíticos son muy escasos lo que parece indicativo de la ausencia de erosión sobre los depósitos del abanico aluvial de Mieres.
Figura nº 27: Conglomerado poligenico en La Mortera (Olloniego)
Tal como se puede apreciar en la fotografía puede llegar a aparecer una cierta clasificación por tamaños situándose a techo del conglomerado grueso un nivel de granulometría más fina, en este caso gravas con algunos cantos (ver recuadro).

Figura nº 28: Brecha poligenica.
En cambio otros niveles están formados por unas autenticas brechas poligénicas con muy mala clasificación por tamaños y nulas redondez y esfericidad asemejándose a los depósitos de canchales o facies muy proximales de abanicos aluviales como se puede observar en la fotografía de la derecha.

Estos conglomerados calcáreos o gonfolitas aparecen en estratos de 1 a 3 metros de espesor agrupados en niveles conglomeráticos de 20 a 30 metros de potencia dispuestos entre sedimentos de granulometría fina: areniscas de grano fino a grueso, generalmente con algunos componentes calcáreos y abundante matriz con estructuras sedimentarias como estratificaciones cruzadas y laminaciones paralelas marcadas por la presencia de restos carbonosos en los planos de estratificación. También son frecuentes las lutitas con fósiles de vegetales y ocasionalmente delgadas capas de carbón.

La Mina de El Forno, que ya he documentado en una entrada anterior de este blog, se encuentra en esta Formación.

El espesor total de la formación en Malpica es del orden de 450 metros que se incrementa apreciablemente hacia el Norte hasta llegar a los 800 a 1.000 metros con un progresivo aumento de los carbonatos y de los sedimentos detríticos finos. Hacia el Sur la Formación Olloniego disminuye gradualmente de espesor hasta desaparecer. Hacia el noreste la presencia de la fractura que limita el Carbonífero solo permite la observación de unos pocos metros de la parte basal de la formación. Al Norte del Picu Castiellu (Olloniego)se encuentran calizas lenticulares con fauna marina (foraminíferos, ostrácodos, algas, briozoos y braquiópodos) en asociación con estos conglomerados, particularmente en la parte más baja del techo de la Formación.

En la siguiente imagen tomada en la carretera de Tudela de Agüeria a Santianes se puede observar un nivel de calizas oolíticas nodulosas con delgados interestratos de margas grises y abundante macro y microfauna (conchas, pestañas, bioclastos y foraminíferos con aspecto de fusulinas) que bien puede interpretarse como de facies muy similares a las descritas anteriormente, aunque también pueden pertenecer al Miembro Pinos de la Formación San Emiliano del Namuriense B – Wesphaliense A que aparece en la zona de Tudela de Agüeria sobre las calizas de la Formación Barcaliente del Pico Cogollos (Cantera de Anieves):

Figura nº 29: Calizas nodulosas en Tudela de Agüeria
Salvador (1993) estudia estos depósitos a los que define como conglomerados calcáreos con cantos dispersos de naturaleza silícea en muy pequeña cantidad. Se identifican como derivados de sedimentos carboníferos, tanto de la Caliza de Montaña como de las calizas del Westphaliense, siendo menos abundantes los de procedencia devónica. El tamaño medio de los cantos es de 40 mm pudiendo llegar a los 20 centímetros de diámetro mayor con esfericidades y redondeamientos de moderados a buenos. Texturalmente son bimodales, ocasionalmente polimodales con un alto grado de empaquetamiento de los granos y pueden estar orientados paralelamente a la estratificación, imbricados o más raramente sin orientación preferente (ver fotografía de la siguiente figura). La matriz es escasa y esta formada por litarenita o sublitarenita mal calibrada con gran abundancia de granos calcáreos y de fósiles. También aparece cemento calcáreo normalmente calcita y localmente siderita.
Figura nº 30: Gonfolita en San Frechoso (Olloniego)
Estos depósitos están estratificados en capas de 0,15 a 1,50 metros son  granulométricamente homogéneas o granodecrecientes y con base netas erosivas, planas a ligeramente cóncavas y en algunos casos claramente curvadas, presentan lags basales con cantos angulosos de lutitas deformados por la compactación posterior. Forman secuencias mayores grano y estratodecrecientes pasando a techo a areniscas con estratificaciones cruzadas en surco entre las que se intercalan lentes conglomeráticas de base curvada y techo plano de escaso espesor (10 a 40 cm) finalizando en limolitas con perforaciones de raíces y capas de carbón. Aparecen en forma de afloramientos dispersos con formas lenticulares lateralmente discontinuas y espesores que pueden llegar a los 30 metros.

Los interpreta como el relleno de canales de baja sinuosidad formados por corrientes con gran capacidad de transporte procedentes de un área cercana de relieve joven dada su poca madurez mineralógica (ver fotografía de la figura nº 33). La existencia generalizada de fábricas bimodales indica una selección en el transporte y la matriz arenosa es depositada en los huecos entre los cantos en las etapas más tranquilas rellenando parcialmente los poros. El material, por su evolución vertical, fue transportado como carga de fondo en flujos turbulentos dando lugar a acumulaciones canalizadas producidas por el desarrollo y relleno rápidos de canales con escasa migración lateral. 


También define unos depósitos calcáreos polimodales de arena gruesa a grava fina con cantos flotantes en capas de 15 a 20 cm en secuencias granodecrecientes. Aparecen intercalados entre las facies anteriores a techo de las secuencias (ver figura nº 31). Estas facies representan el relleno de pequeños canales en momentos de menor descarga cuando es menor la capacidad de transporte del medio.

El mayor espesor de los conglomerados se da hacia el Oeste con sucesivas acumulaciones sobre superficies erosivas  lo que indicaría la activación repetida de canales sobre un deposito progradante. La existencia de secuencias granocrecientes y granodecrecientes , así como su variabilidad lateral, estaría explicada por una migración de las barras tanto de sus núcleos conglomeráticos como de las zonas laterales y de cola de grano más fino. La aparición de perforaciones de raíces a techo de las secuencias indican periodos de tranquilidad entre las etapas de progradación formándose una capa de carbón cuando el sistema es abandonado.

Su extensión superficial de la Formación Olloniego es mucho menor que la de la Pudinga de Mieres (ver figura nº  ) sin embargo son frecuentes los niveles de gonfolitas en la parte más alta de la serie estratigráfica del Sector Aller-Nalón (paquetes Entrerregueras, Sorriego, Modesta y Oscura) sin que estén estudiadas las relaciones entre estos depósitos.

La Formación Olloniego pasa vertical y lateralmente a la Formación Ablanedo de la que no voy a hablar en este articulo porque debido a su naturaleza blanda se encuentra casi totalmente cubierta por el suelo y la vegetación siendo imposible encontrar ningún corte de calidad de la misma.  

EXPLOTACIONES MINERAS:

Este sector de la CCC ha sido y es uno de los mas importantes depósitos de carbón mineral de España. Ha sido explotado intensamente y en el se localizan algunas de las mas importantes explotaciones mineras de Asturias. En la siguiente ortofoto se puede ver la situación de las principales explotaciones mineras:



RESUMEN: 

En el borde occidental de la Cuenca Carbonífera Central asturiana se localizan dos potentes formaciones conglomeráticas depositadas en ambientes de abanicos aluviales costeros en los que se depositaban los sedimentos procedentes de las montañas que iba levantando el plegamiento hercínico. Se individualizan dos abanicos aluviales con depósitos de naturaleza muy distinta: el abanico aluvial de Mieres formado por pudingas (ortoconglomerados silíceos) y el abanico aluvial de Olloniego formado por gonfolitas (conglomerados calcáreos). Ambos abanicos pasan lateral y verticalmente a depósitos fluvio-deltaicos y de transición de granulometría más fina (areniscas y lutitas) con capas de carbón.



Es muy probable que estas dos formaciones se extiendan por el Sector Aller-Nalón como parecen indicar la presencia de facies idénticas (pudingas y gonfolitas) a techo de la serie estratigráfica de este sector.

En este sector de la Cuenca Carbonífera asturiana abundan los recursos carboníferos y ha sido objeto de una intensa explotación minera que se encuentra en claro declive, pero no por falta de reservas han sido evaluadas en millones de toneladas de carbón explotable.