GeoLaciana 2017

GeoLaciana

I Jornadas de Geología del Aula Geológica Robles de Laciana

GeoLaciana 2017

GeoLaciana 2017 I JORNADAS DE GEOLOGÍA DEL AULA GEOLÓGICA ROBLES DE LACIANA Robles de Laciana (León), 3-6 de julio de 2017

ORGANIZADORES: - Aula Geológica Robles de Laciana - Instituto Geológico y Minero de España COLABORADORES: -Diputación de León -Instituto Leonés de Cultura -Asociación Cuatro Valles -Ayuntamiento de Villablino -Ayuntamiento de Murias de Paredes -Ayuntamiento de San Emiliano -Ayuntamiento de Cabrillanes -Asociación Amigos de Sierra Pambley -Junta Vecinal de Robles de Laciana -Proyecto Bosquiterio (Orallo) -Centro de Turismo Rural La Bolera (Robles de Laciana) -Caixabank (Villablino) -Café Studio (Villablino) -Hotel La Brañina (Villablino) -Hotel Orquídea Real (Villablino) -Radio Laciana -Asociación Cultural y Recreativa El Roble (Robles de Laciana) -Hotel Rural La Campanona (Villager de Laciana)

-Albergue turístico Francisco Giner de los Ríos (Villablino) -Apartamentos L´Abiseu (Caboalles de Abajo) -Apartahotel Portal de León (Caboalles de Abajo) -Albergue O. Álvarez Carballo (Leitariegos) -Laciana Natura (Villablino) -Restaurante El Campillo (Sosas de Laciana) -Hotel La Mora (Carrasconte) -Hotel Rural El Mirador de Orallo (Orallo) -Casa Rural María de Isidro (Caboalles de Arriba) -Hostal Marga (Villablino) -Hostal Rural La Tintorería (Villablino) -Casa Baz (Robles de Laciana) -Hostal La Terraza (Villaseca de Laciana) -Casa Rural Bango (Caboalles de Abajo) -Casa Rural Faldín (Sosas de Laciana) -Casa Rural Fuentesil (Robles de Laciana) -Centro de Turismo Rural Reguera de Arco (Caboalles de Abajo) -Hostal de Montaña La Aldeya (Villablino) -Escuela de esquí Leitariegos (EEL)

Edita: Aula Geológica Robles de Laciana Coordinación, diseño y maquetación: Rodrigo Castaño de Luis © De este volumen: Aula Geológica Robles de Laciana © De los textos, fotografías y figuras: sus respectivos autores Imágenes de portada: - Rocas ígneas en El Feixolín - Panorámica de la vertiente oriental del pico Muxivén - Fósiles de flora carbonífera de la Cuenca Carbonífera de Villablino

Cualquier forma de reproducción, distribución, comunicación pública o transformación de esta obra, de sus textos, de sus imágenes o de sus gráficos, solo puede ser realizada con autorización de sus titulares, salvo excepción prevista por la ley.

La reproducción y/o uso de los datos incluidos en esta obra con finalidad educativa, divulgativa o investigadora deberá ir siempre acompañada de la pertinente cita bibliográfica, en la que deben constar el nombre de los autores, el título del artículo y la mención a este volumen.

Del Aula Geológica a GeoLaciana Iniciativas innovadoras en la comarca de Laciana J. F. Fernández Gatón, P. Fernández López, R. Roy Rodríguez Aula Geológica Robles de Laciana

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os tiempos cambian, y con ellos también lo hacen las necesidades de los habitantes de cada región, su forma de concebir el territorio y el modo en que se gestionan los recursos de cada espacio, de cada comarca, de cada valle. En este sentido, a lo largo de los últimos años, en el valle de Laciana se han llevado a cabo algunos proyectos que giran en torno a la Geología, una disciplina que busca conocer e interpretar el inmenso listado de procesos que han dado origen a nuestro planeta, a nuestras montañas, valles, ríos y océanos, a nuestras rocas y recursos minerales, y que también en la actualidad El Aula Geológica Robles de Laciana cuenta con una exposición permanente de minerales procedentes de todo el planeta, así como con otra de fósiles, en su mayor parte leoneses, muy representativa del patrimonio paleontológico de la provincia.

se muestran activos. Gracias a la Geología y a los estudios que, desde hace ya muchos años, han llevado a cabo varias generaciones de geológos, podemos disfrutar de un gran abanico, cada vez más amplio, de materias primas procedentes de los minerales y de las rocas y sin las cuales no podríamos concebir nuestra vida tal y como lo hacemos; gracias a ellos conocemos, al menos en parte, muchos de los procesos que desde hace miles de millones de años han dado forma a la Tierra, nuestro hogar; gracias a ellos también podemos hacer frente a las barreras que impone la geología a nuestro día a día, a nuestras comunicaciones y a nuestra economía.

Por último, es también gracias a ellos que podamos comprender e incluso predecir los efectos de la “peor faceta” de la geología, aquella que bajo la denominación de “riesgos geológicos” aglutina un amplio conjunto de procesos activos que en ocasiones dan lugar a las peores catástrofes que nos amenazan.

A pesar de todo lo anterior, la Geología sigue siendo una disciplina poco valorada, asumida por mucha (demasia-

da) gente como una simple asignatura tediosa que algún día tuvieron que superar en el instituto.

Las iniciativas surgidas en el valle de Laciana buscan promover y dar a conocer la Geología a través de su faceta más amable, mostrando su cara más atractiva y situando esta bella disciplina en el lugar que se merece, de modo que todo aquel que lo desee pueda disfrutarla.

El Aula Geológica Robles de Laciana Hace cinco años, un pequeño grupo de miembros de la asociación cultural “Amigos de Sierra Pambley”, de la que actualmente seguimos siendo socios activos, decidimos llevar a cabo un proyecto encaminado a poner en funcionamiento un “aula geológica”, un espacio destinado a promover los recursos geológicos de la comarca de Laciana y de otras más o menos cercanas.

Para ello, buscamos un local que pudiera reunir unas condiciones acordes con nuestro objetivo. Así, y después de

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Izquierda: La “Sala de minerales” del Aula Geológica Robles de Laciana. Derecha: La “Sala de fósiles”, durante la inauguración del centro, celebrada el 21 de mayo de 2016.

les y una amplia zona ajardinada, todas ellas con accesos adaptados para personas con movilidad reducida, y se prevé que, en el futuro, la oferta de servicios se vea ampliada.

Durante este primer año han visitado el Aula unas 3.200 personas de diferentes lugares de España y del mundo. Muchos colegios se han acercado con sus alumnos, asociaciones de todo tipo, etc.

Agradecemos enormemente tanto la acogida que hemos tenido como las muestras de apoyo que ha generado el proyecto. Sin la colaboración económica de las personas que nos visitan a diario jamás se podría mantener esta iniciativa.

La Geología, en todas sus facetas, juega un papel muy importante en nuestras vidas: fuente de materias primas, modeladora de la superficie terrestre y parte integradora de los paisajes que definen a cada territorio. Imagen: Cascada de Lumajo.

valorar algunas opciones, el pueblo de Robles de Laciana, a través de su alcalde pedáneo, nos ofreció el local de sus antiguas escuelas públicas. Nada más verlo nos dimos cuenta que era el lugar idóneo para poder plasmar nuestro sueño.

Queremos agradecer tanto a los organismos oficiales, pequeñas empresas, familias y amigos, particulares… a todos los que de alguna forma nos han ayudado durante estos años.

Las primeras Jornadas de Geología: GeoLaciana 2017 Las primeras Jornadas de Geología del Aula Geológica Robles de Laciana, “GeoLaciana 2017”, nacen como consecuencia del

trabajo y la colaboración de una serie de personas unidas e implicadas, por encima de todo, en el compromiso por nuestro precioso valle y en el amor por la Geología.

Consideramos que una forma de ayudar al desarrollo, tanto de nuestra comarca como de las comarcas hermanas que nos rodean, es promocionar y ayudar a poner en valor nuestro rico patrimonio geológico.

Queremos hacer mención especial al personal de la Unidad de León del Instituto Geológico y Minero de España (IGME) por su implicación en la organización y desarrollo de esta actividad.

Seguimos dando pequeños pasos para que mucha gente conozca nuestra pequeña y humilde obra. Entre los nuevos proyectos está la publicación de esta revista, nuestra primera edición, que pretende ser un soporte físico, y, a la vez, documentación de las jornadas, así como una forma de transmitir al público interesado una nueva visión de los numerosos valores que atesora nuestra provincia y, de forma más particular, de la valiosa Geodiversidad de la que podemos disfrutar y que, cómo no, tenemos el deber de conservar.

El día 12 de abril de 2012 comenzamos las obras de reforma del local. Con escasas ayudas económicas, tirando de ingenio y con muchos sacrificios, conseguimos cuatro años después abrir las puertas de nuestro humilde proyecto: el día 21 de mayo de 2016 inauguramos nuestra Aula Geológica Robles de Laciana.

En la actualidad, el edificio consta de varias salas; una de ellas custodia una vistosa exposición permanente de minerales así como una pequeña litoteca, con muestras procedentes de todo el planeta. Una segunda sala cuenta con una amplia exposición de fósiles, mayoritariamente leoneses, muy representativos del patrimonio paleontológico provincial. La sala de usos múltiples acoge, de forma eventual, exposiciones temporales sobre temáticas muy variopintas que puedan ser de interés para la población de la comarca o para cualquier visitante. Las instalaciones también incluyen una sala de audiovisua-

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GeoLaciana surge como respuesta a una necesidad real de conocer nuestro territorio y los procesos que lo han generado y modelado, así como para fomentar la búsqueda de nuevas propuestas de acción que aseguren un futuro sostenible para nuestra comarca y otras cercanas. Imagen: pico Muxivén.

Rasgos geológicos del Sinclinal de La Vega de los Viejos Formaciones del Paleozoico y estructura varisca J. M. Toyos

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a Zona Cantábrica (ZC) constituye la zona externa del Orógeno Varisco en el noroeste de la Península Ibérica, y se ubica en el núcleo del Arco Ibero-Armoricano (Lotze, 1945; Bastida, 2004). Su límite occidental se encuentra en el Antiforme del Narcea, donde se produce la transición hacia las zonas internas del orógeno (Fig. 1). La ZC está compuesta principalmente por rocas del Paleozoico que han sido deformadas en condiciones relativamente superficiales, con escasa deformación interna y habitualmente sin metamorfismo. Posee una estructura de tipo epidérmico, constituida esencialmente por cabalgamientos y mantos de despegue, y pliegues asociados.

Neoproterozoico hasta el Carbonífero (Fig. 2). El Paleozoico se dispone en discordancia angular sobre las Pizarras del Narcea, de edad Ediacárico, y consta de dos secuencias, una preorogénica y otra sinorogénica (Julivert, 1978; Marcos y Pulgar, 1982; Bastida, 2004).

Las formaciones que componen la secuencia preorogénica tienen edades

comprendidas entre el Cámbrico y el Devónico (Fig. 3, 4 y 5), y corresponden principalmente a depósitos marinos someros en el margen pasivo del paleocontinente Gondwana. En relación con la tectónica de los mantos cantábricos, hay que destacar como principal nivel de despegue a la Fm. Láncara (Cámbrico inferior-medio), compuesta por calizas y dolomías.

Inmediatamente al este del Antiforme del Narcea, se sitúa la Unidad de Somiedo (Alonso et al., 2009; Fig. 1), de la que forma parte el Manto de Somiedo (Julivert et. al., 1968). Entre las láminas alóctonas o escamas que constituyen este manto, la más occidental es la denominada Escama de Villar de Vildas (Julivert et. al., 1968; Bastida et al., 1984; Heredia Carballo, 1984); en ella se sitúa el Sinclinal de La Vega de los Viejos, estructura geológica que se extiende a lo largo de unos 27 km, en dirección NW-SE (Fig. 2), desde la sierra de la Fociella (al norte de Genestoso, Asturias) hasta Peñalba de los Cilleros (León).

Estratigrafía La sucesión estratigráfica en la escama de Villar de Vildas abarca desde el

Figura 1: Esquema de la Zona Cantábrica del Macizo Ibérico. División y denominación de dominios geológicos según Alonso et al. (2009).

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Figura 2: A- Mapa geológico de la región situada entre las comarcas de Laciana y Babia (León).

Adaptado de Navarro Vázquez (1982) y Suárez et al. (1991). B- Corte geológico a través del Sinclinal de La Vega de los Viejos. Adaptado de Navarro Vázquez (1982). C- Columna estratigráfica general del Manto de Somiedo.

La colisión continental entre Gondwana y Euramérica (también llamada Laurusia) dio lugar a la orogénesis Varisca, con el desarrollo de una cuenca de antepaís en la que comenzó a depositarse la secuencia sinorogénica en el Devónico Tardío. Esta secuencia se inicia con el depósito transgresivo de las cuarcitas de la Fm. Ermita (Fameniense, Fig. 6), que en el Sinclinal de La Vega de los Viejos presenta un espesor de unos 200 m (van

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den Bosch, 1969). En regiones más orientales, esta formación muestra espesores más reducidos, y en su base existe una discordancia cartográfica.

Sobre ella se encuentra el Carbonífero, que aflora en el núcleo del sinclinal, parcialmente recubierto por depósitos del Cuaternario (principalmente tills glaciares, Fig. 3). En la base aparece una sucesión condensada del Carbonífero inferior (Tournaisiense-Viseense), compuesta por las formaciones calcáreas Baleas y Alba (caliza griotte, Fig. 6, 7 y 9), con un espesor total de 15 a 30 m. A continuación está la Fm. Barcaliente (Serpukhoviense, Fig. 8, 10, 11 y 14), constituida por unos 100 a 150 m de calizas micríticas oscuras, bien estratificadas en capas delgadas y laminadas, que constituyen una litología muy favorable para el desarrollo de pliegues menores (Fig. 12, 13 y 14). Finalmente, a techo de esta sucesión aparece la Fm. San Emiliano (Bashkiriense), integrada por depósitos detríticos en los que alternan areniscas y lutitas, con algunas intercalaciones de calizas y conglomerados polimícticos (Fig. 15 y 16), con un espesor máximo en torno a 500 m (Navarro Vázquez, 1982).

Figura 3: Panorámica de la vertiente oriental del pico Muxivén, situado al oeste de Lumajo. Esta llamativa elevación está constituida por rocas cambro-ordovícicas del flanco occidental del Sinclinal de La Vega de los Viejos. En primer término aparecen depósitos glaciares del Cuaternario recubriendo las rocas carboníferas del núcleo de dicho sinclinal.

Figura 4: Valle de La Cueta. Los afloramientos de la imagen corresponden a diversas unidades del Devónico Inferior y Medio (Grupo La Vid y Fms. Santa Lucía, Huergas y Portilla), que en este caso forman parte del Sinclinal de La Cueta, situado al este del de La Vega de los Viejos, tratándose ambos de estructuras pertenecientes a la Escama de Villar de Vildas.

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Figura 5 (arriba izquierda): Las rocas devónicas del valle de La Cueta (ver fig. 4) están afectadas por numerosos pliegues y fracturas. Figura 6 (arriba derecha): Sucesión del Devónico Superior y base del Carbonífero en el flanco occidental del Sinclinal de La Vega de los Viejos. Figura 7 (abajo izquierda): El término “griotte” (vocablo francés que significa “cereza” o “guinda”) se usa de forma informal para designar a diversas calizas de color rojizo, como es el caso de las que constituyen la Fm. Alba. Barra de escala = 1 cm. Figura 8 (abajo derecha): Calizas de la Fm. Barcaliente en el valle del Arroyo del Puerto, al este de La Vega de Viejos.

En su parte meridional, el Sinclinal de la Vega de los Viejos se encuentra cortado oblicuamente por el contacto discordante del borde norte de la Cuenca estefaniense de Villablino, que discurre en dirección WNW-ESE (Fig. 2). Esta unidad, la más tardía del Carbonífero, está constituida por depósitos continentales

Figura 9: A- Caliza bioclástica rojiza, característica de la Fm. Alba, con varios caparazones fósiles de goniatítidos. B- Ortocerátido y goniatítido en una caliza de la Fm. Alba. Barras de escala = 1 cm.

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también de carácter sinorogénico.

Estructura La deformación varisca en este sector se inicia en el Moscoviense, con el desarrollo de una primera secuencia de cabalgamientos que dan lugar al emplazamiento del Manto de Somiedo y

Figura 10 (izquierda): Pistas fósiles en las calizas de la Fm. Barcaliente. Figura 11 (derecha): Galerías verticales en un estrato de la Fm. Barcaliente.

Figura 14: Afloramiento de la Fm. Barcaliente en el flanco occidental del Sinclinal de La Vega de los Viejos, mostrando numerosos pliegues menores.

Figura 12 (arriba): Pliegues en las calizas de la Fm. Barcaliente en el valle del río Sil. Figura 13 (abajo): Calizas de la Fm. Barcaliente, intensamente plegadas, junto al puente de las Palomas. En la imagen están colonizadas por Saxifraga babiana, una planta endémica del extremo occidental del sector biogeográfico Ubiñense-Picoeuropeano.

a la estructuración e individualización de las escamas que lo componen, con un sentido de desplazamiento hacia el NE, en coordenadas actuales (Julivert et al., 1968; Bastida et al., 1984; Heredia Carballo, 1984; Bastida, 2004).

Posteriormente se produce una segunda secuencia de cabalgamientos, con desplazamientos menos importantes, pero que dan una cierta complejidad a la estructura, puesto que en algunos casos producen el rejuego de cabalgamientos previos y en otros los cortan. Finalmente,

en el Pensilvánico Tardío tiene lugar una compresión y acortamiento en dirección N-S que afecta a todas las estructuras previas, y que se produce en relación con la formación del Arco Ibero-Armoricano (Alonso et al., 2009; Gutiérrez-Alonso et al., 2012).

En la Fig. 17 se muestra un corte geológico compensado, transversal a la Escama de Villar de Vildas, en el que se puede apreciar en detalle la estructura profunda de esta unidad y la estrecha relación que existe entre los pliegues y los cabalgamientos.

Esta misma sección se encuentra representada en la Fig. 18, en la que se presenta un corte restaurado en el que se han eliminado los efectos de las últimas fases de deformación, de modo que pueda observarse la estructura inicial tras el emplazamiento de la Escama de Villar de Vildas. Como puede verse, la geometría del Sinclinal de La Vega de los Viejos viene determinada inicialmente por una rampa cabalgante en la parte

occidental del corte, con una cuña de rocas precámbricas que se desplaza sobre el cabalgamiento basal, y una rampa cabalgada hacia el este, que se bifurca del cabalgamiento basal haciendo ascender a la lámina alóctona de la Escama de Villar de Vildas. Se trata pues de un pliegue de flexión de falla o de revestimiento, generado por la adaptación pasiva de la lámina cabalgante a la geometría con rampas y rellanos de la superficie de cabalgamiento. Esta geometría inicial se verá más adelante modificada por los cabalgamientos de la segunda secuencia, y por el episodio de acortamiento final, que verticalizará los flancos del pliegue, haciéndolo más apretado (Heredia Carballo, 1984).

De este modo, puede decirse que el Sinclinal de La Vega de los Viejos es una estructura comparable a otras situadas más al este, en una posición semejante dentro de la Unidad de Somiedo, como es el caso del Sinclinal de Abelgas-Alba (Alonso et al., 1989).

Figura 15 (izquierda): Afloramiento de los conglomerados polimícticos de la Fm. San Emiliano en las inmediaciones de las lagunas de La Mata (Meroy y La Vega de Viejos).

Figura 16 (derecha): Detalle de una de estas rocas (anchura de la imagen = 5 cm.).

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LEYENDA Fm. San Emiliano Fm. Barcaliente Fms. Baleas y Alba Areniscas del Devónico Superior Fm. Portilla Fm. Huergas Fm. Santa Lucía Grupo La Vid Fm. San Pedro Fm. Formigoso

Figura 17. Corte geológico compensado de la Escama de Villar de Vildas. Sección transversal aproximadamente a la altura del Puerto de Somiedo. Adaptado de Heredia Carballo (1984), Fig. 5, corte IV-IV'.

Fm. Barrios y capas de transición Fm. Oville Fm. Láncara Fm. La Herrería Pizarras del Narcea

Contacto litológico Falla Cabalgamiento de la primera secuencia Cabalgamiento de la segunda secuencia

Figura 18. Corte geológico restaurado de la Escama de Villar de Vildas, tras deshacer la deformación producida por los cabalgamientos de la segunda secuencia y el acortamiento final. Adaptado de Heredia Carballo (1984), Fig. 8, corte IV-IV'.

Bibliografía Alonso, J.L., Álvarez Marrón, J. y Pulgar, J.A. (1989): Síntesis cartográfica de la parte sudoccidental de la Zona Cantábrica. Trabajos de Geología, 18. 145-153.

Alonso, J.L., Marcos, A. y Suárez, A. (2009): Paleogeographic inversion resulting from large out of sequence breaching thrusts: The León Fault (Cantabrian Zone, NW Iberia). A new picture of the external Variscan Thrust Belt in the Ibero-Armorican Arc. Geologica Acta, 7 (4). 451-473.

Bastida, F., coord. (2004): Zona Cantábrica. En: Geología de España (Vera, J.A., Ed.), Sociedad Geológica de España - IGME, Madrid, 2526.

Bastida, F., Marcos, A., Pérez-Estaún, A. y Pulgar, J.A. (1984): Geometría y evolución estructural del Manto de Somiedo (Zona Cantábrica, NO España). Boletín Geológico y Minero, 95 (6). 3-25.

Bosch, W.J. van den (1969): Geology of the Luna-Sil Region, Cantabrian Mountains (NW Spain). Leidse Geologische Mededelingen, 44.

137-225.

Gutiérrez Alonso, G., Johnston, S.T., Weil, A., Pastor-Galán, D. y Fernández-Suárez, J. (2012): Buckling an orogen: The Cantabrian Orocline. GSA Today, 22 (7). 4-9.

Heredia Carballo, N. (1984): La estructura de la Escama de Villar de Vildas (Manto de Somiedo, Zona Cantábrica). Trabajos de Geología, 14. 65-78.

Julivert, M. (1978): Hercynian orogeny and Carboniferous paleogeography in northwestern Spain: a model of deformationsedimentation relationship. Zeitschrift der Deutschen Geologischen Gesellschaft, 129. 565-592.

Julivert, M., Pello, J. y Fernández García, L. (1968): La estructura del Manto de Somiedo (Cordillera Cantábrica). Trabajos de Geología, 2. 143.

Lotze, F. (1945): Zur Gliederung der Varisziden der Iberischen Meseta. Geotektonische Forschungen, 6: 78-92. (Trad. en: Publicaciones Extranjeras sobre Geología de España, 5. 149-166).

Marcos, A. y Pulgar, J.A. (1982): An approach to the tectonostratigraphic evolution of the Cantabrian foreland thrust and fold belt, Hercynian Cordillera of NW Spain. Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie, Abhandlungen, 163. 256-260.

Navarro Vázquez, D. (1982): Mapa Geológico de España E. 1:50.000, hoja n.º 101 (Villablino), segunda serie. IGME, Madrid, 56 pp.

Suárez, A., Heredia, N., López Díaz, F., Toyos, J.M., Rodríguez Fernández, L.R., Gutiérrez, G., Bardají, T., Silva, P.G., Barba, P., Fernández, L.P., Gallastegui, G., Paniagua, A. y Galán, L. (1991): Mapa Geológico de España E. 1:50.000, hoja n.º 102 (Los Barrios de Luna), segunda serie. ITGE, Madrid, 130 pp.

Para citar este artículo: Toyos, J. M. (2017). Rasgos geológicos del Sinclinal de La Vega de los Viejos. Formaciones del Paleozoico y estructura varisca. GeoLaciana 2017. Aula Geológica Robles de Laciana. Pp: 3-8.

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Rocas ígneas en cuencas carboníferas estefanienses Los pórfidos graníticos del Feixolín-Villablino (Zona Cantábrica, León) 1a

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L. González-Menéndez , G. Gallastegui , A. Cuesta , R. Castaño de Luis 1) Instituto Geológico y Minero de España. a) Unidad de León b) Unidad de Oviedo 2) Universidad de Oviedo. Departamento de Geología. Área de Petrología y Geoquímica

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as rocas ígneas ácidas representan magmas ricos en sílice, aluminio, potasio y sodio, cristalizados con frecuencia en zonas de profundidad baja o moderada (a unos 3 - 10 km de profundidad). En ocasiones estos magmas graníticos pueden llegar a niveles muy próximos a la superficie (condiciones sub-volcánicas) o incluso llegar a extruir en superficie formando volcanes, rocas volcánicas y volcanoclásticas de composición dacítica o riolítica.

En la Zona Cantábrica y sus proximidades aparecen rocas ígneas, plutónicas, subvolcánicas y volcánicas, de diferentes tipos y edades (ver Gallastegui et al. 2004 y Corretgé et al. 2004, para una revisión del tema). En general, el magmatismo de la Zona Cantábrica es escaso en extensión de afloramiento y presumiblemente también en volumen. A grandes rasgos y de manera simplificada, se pueden diferenciar tres etapas de actividad magmática y/o volcánica: 1) Magmatismo Precámbrico: representado por rocas ígneas antiguas, próximas

a la Zona Cantábrica, de aproximadamente 600 millones de años, que afloran intruidas en los materiales precámbricos del Antiforme del Narcea, en la Zona Asturoccidental-leonesa. Parte de estas rocas son granodioritas, tonalitas, dioritas y gabros, que tienen más calcio, hierro y magnesio (más máficas) que los granitos en sentido estricto. Las diferentes investigaciones relacionan este tipo de magmatismo con la existencia de procesos de subducción y formación de arcos volcánicos.

2) Magmatismo Cambro-Ordovícico: durante el periodo Cámbrico superior y Ordovícico, hace entre unos 500 y 488 millones de años, hubo una notable actividad volcánica en la región, formándose variedad de rocas volcánicas y volcanoclásticas, de carácter máficointermedio y alcalinas. Este magmatismo se ha asociado a procesos de “rifting” y extensión de la corteza continental.

3) Magmatismo Post-Varisco: ya en el periodo Pérmico (Cisuraliense) y durante el final de la Orogenia Varisca (hace unos Dos ejemplos de rocas volcanoclásticas formadas durante la etapa de alta actividad magmática de los periodos Cámbrico y Ordovícico.

La muestra de la izquierda procede de Valdoré (valle del río Esla) y la de la derecha de Valverdín (valle del río Torío).

Las escalas miden 1 cm.

295 millones de años) intruyen en la corteza superior magmas graníticos de diversa composición, algunos de ellos relacionados con importantes mineralizaciones de Au, Bi, Cu, W, etc. (Peña Prieta-Pico Jano, Linares, Boinás, etc.).

Las causas de este magmatismo se relacionan con el desmantelamiento de la cordillera Varisca y procesos relacionados: descompresión, desarrollo de grandes fallas profundas, intrusión de magmas máficos, etc.

Las rocas ígneas ácidas de las Cuencas Carboníferas Estefanienses El piso Estefaniense, representa la parte más superior del periodo Carbonífero y abarca desde 299 a 304 millones de años. Durante este lapso de tiempo, la erosión de la cordillera Varisca produjo gran cantidad de sedimentos inmaduros que se depositaron en cuencas continentales junto con capas de carbón, formando así las “Cuencas Carboníferas Estefanienses”. En algunas de estas cuencas, en el entorno de la Zona Cantábrica, constituidas por pizarras, areniscas, conglomerados y capas de carbón, aparecen rocas ígneas ácidas interestratificadas con las capas sedimentarias. Estas rocas ígneas son de composición granítica/riolítica, leucocráticas, y presentan una textura porfídica con una matriz de grano fino o muy fino y fenocristales principalmente de cuarzo y feldespatos. Por esta razón se han denominado “pórfidos” o “pórfidos graníticos”. Son el registro de una

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Mapa geológico de la zona de Villablino (modificado de Navarro Vázquez, 1978a). 1- Cuarcitas, areniscas y pizarras (Fm. Narcea/Mora); 2- Areniscas y lutitas (Fm. La Herrería); 3- Calizas y dolomías (Fm. Láncara); 4- Areniscas y lutitas (Fm. Oville); 5- Cuarcitas, areniscas y lutitas (Fm. Barrios y Unds. Ordov. Sup.); 6- Lutitas negras y areniscas (Fm. Formigoso); 7- Conglomerados y areniscas (Fm. Cándana); 8- Dolomías y calizas (Fm. Cándana); 9- Mármoles, calizas y dolomías (Fm. Vegadeo); 10Cuarcitas, areniscas y pizarras (Serie de Los Cabos); 11- Lutitas, areniscas, conglomerados y carbón; P- Pórfidos graníticos; 12- Areniscas y calizas arenosas; 13- Depósitos fluvioglaciares; 14- Depósitos de ladera y conos de deyección; 15- Terrazas fluviales; 16- Depósitos aluviales. ZC- Zona Cantábrica; ZAOL- Zona Asturoccidental-leonesa.

actividad magmática muy próxima en edad y quizás relacionada con el denominado Magmatismo Post-Varisco (Pérmico inferior).

Los pórfidos graníticos de la Cuenca Carbonífera Estefaniense del Feixolín, al norte de Villablino (Léon), son un buen ejemplo de estas litologías y su conservación y accesibilidad los hace idóneos en una investigación preliminar. Para hacer las primeras observaciones y plantear algunas hipótesis sobre su origen hemos realizado un recorrido de campo en esta explotación minera, estudiando estos pórfidos y sus contactos con las rocas sedimentarias encajantes. También se han recogido algunas muestras para estudios petrográficos-mineralógicos mediante microscopía óptica (Universidad de Oviedo, centros del IGME de León y Oviedo).

areniscas grisáceas, arcillas-limos, pizarras arenosas de tonos verdosos y pizarras negras que hacia las partes más altas de la sucesión van siendo más carbonosas y pasan a ser capas de carbón (desde 0.5 a 3 m de espesor). Aparecen intercalados en esta secuencia niveles de conglomerados de escaso espesor (4050 cm.). El espesor total de toda la cuenca puede oscilar entre los 2500 y los 3000 m. El medio de depósito es continental: estructuras sedimentarias de corriente, abundancia de fósiles continentales (flora) y presencia de carbón. Se trataría de un medio palustre con sistemas de canales fluviales, llanuras

de inundación y pantanos, todo esto en un contexto de tectónica activa (Navarro Vázquez, 1978b). Cerca de la base de esta secuencia sedimentaria estefaniense aparecen “sills” (diques de geometría subhorizontal) de pórfidos graníticos concordantes con la serie estratigráfica.

Estos cuerpos tienen espesores variables: entre 2 y 8 metros en el Feixolín, aunque en la literatura se citan hasta de unos 30 m. Aunque se describe un efecto térmico de metamorfismo de contacto, en el Feixolín no se han identificado minerales índice (andalucita, cordierita, etc.) en las rocas encajantes adyacentes a estos pórfidos. Tampoco en los fragmentos

La Cuenca Carbonífera Estefaniense de Villablino-Feixolín Los materiales sedimentarios estefanienses son de carácter detrítico (siliciclástico) y se apoyan discordantes sobre materiales precámbricos y paleozoicos correspondientes a la Zona Cantábrica y a la Zona Asturoccidental-Leonesa. Todo el conjunto constituye un sinclinal de dirección aproximada E-O y asimétrico al tener el flanco sur invertido por el efecto de la falla de Villablino. La sucesión de materiales comienza con un nivel discontinuo de brechas que incorpora clastos de las unidades subadyacentes: cuarcitas, pizarras, etc. La secuencia sedimentaria suprayacente consiste en

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Cuenca carbonífera estefaniense del Feixolin. En el afloramiento se observan las pizarras y areniscas (zonas oscuras) con pórfidos graníticos interestratificados. Todo el conjunto está inclinado hacia el S-SO.

Diferentes variedades de pórfido granítico. 1: leucocrático. 2: con tonos amarillentos de alteración de plagioclasa. 3: con tonos rosados de alteración de feldespatos. 45-6: con diferentes grados de contaminación de material carbonoso ± pizarroso. 7: muy contaminado y con cierta disposición laminar.

Anchura de las fotos; 1-6: 45 mm; 7: 30 mm.

sedimentarios incluidos dentro de los pórfidos se han identificado minerales índice.

Los pórfidos y su variedad composicional en el afloramiento Las distintas variedades de rocas ígneas que se pueden observar sueltas en cantos y fragmentos corresponden a un único tipo de roca ígnea (pórfido granítico), con cierta variedad composicional, más o menos alterado y más o menos contaminado por material sedimentario carbonoso. Al observar las rocas “in situ”, en el afloramiento original de los sills de pórfidos, se puede establecer esta relación. La zona interior de los sills se corresponde con los pórfidos nocontaminados y las partes más externas están formadas por los pórfidos contaminados.

Los pórfidos no-contaminados son leucocráticos y pueden tener colores blancos, amarillentos o rosáceos. Los colores blancos se pueden corresponder con el material ígneo original con poca alteración. Los colores amarillentos y/o rosáceos indicarían alteración hidrotermal en relación con la presencia de agua durante la cristalización y enfriamiento de estos fundidos. A simple vista se pueden observar fenocristales de cuarzo y feldespatos (1-5 mm) embebidos en una matriz cuarzo-feldespática. Esta distribución de minerales y matriz define la textura porfídica característica de estas rocas. A medida que nos movemos hacia zonas más externas de los sills estos cambian de coloración y en las zonas más próximas al contacto aparecen los pórfidos contaminados que incluyen numerosos xenolitos de material carbonoso. Presentan coloraciones más oscuras y variedad de texturas en relación con el grado y tipo de contaminación.

También es frecuente observar “laminaciones” consistentes en alternancias

entre material carbonoso y láminas graníticas más o menos contaminadas.

Estas laminaciones o bandeados forman en ocasiones replegamientos que pueden estar relacionados con movimientos de arrastre al intruir, captar material del encajante y avanzar el magma granítico en el contacto con el sedimento. Un aspecto destacable es que el material de contaminación que aparece dentro de los pórfidos es mayoritariamente de naturaleza carbonosa y escasean los fragmentos de composición pelítica (pizarrosa) o arenosa. Dado el predominio de rocas de naturaleza pizarrosa, en el conjunto de toda la serie, con respecto a las capas de carbón, deberíamos esperar la relación inversa. Esto podría explicarse si los “sills” hubieran intruido preferentemente en zonas con predominio de capas de

carbón y pizarras muy carbonosas.

También llama la atención la variedad de tamaños de los fragmentos carbonosos incorporados, desde escasos mm a varios centímetros. Se observan fragmentos mayores que se van desagregando en partículas cada vez más finas. Estos rasgos texturales podrían indicar que el material encajante presentaba poca litificación en el momento de la intrusión.

Se trataría de sedimentos con escasa y variable cementación lo que favorecería su incorporación al magma intrusivo en un rango considerable de tamaños.

Los pórfidos al microscopio óptico En el microscopio óptico (X40-100 aumentos) se observa que estas rocas graníticas tienen un carácter subvolcánico con una textura porfídica de

Sill de pórfido granítico donde se puede observar la parte no contaminada superior y la zona contaminada inferior, muy próxima al contacto con las pizarras y areniscas. En esta parte inferior también se distinguen algunas laminaciones replegadas formadas por alternancias de niveles carbonosos y niveles graníticos. Altura de la maza: 40 cm.

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Pórfido contaminado con fenocristales de cuarzo y plagioclasas, algunas Pórfido contaminado con xenolitos carbonosos incluidos en la masa granítica. Se reemplazadas por carbonatos. La matriz es de grano fino a muy fino. Ancho de pueden observar las laminaciones producidas por la alternancia de estos niveles fotomicrografía: 4 mm. carbonosos entre la matriz granítica. Ancho de fotomicrografía: 4 mm.

fenocristales embebidos en una matriz.

Los fenocristales son de cuarzo con golfos de corrosión (cuarzo volcánico), feldespatos de tipo plagioclasa (sódicocálcicos) sericitizados y en algunos casos parcial o totalmente reemplazados por carbonatos (calcita) y fenocristales de feldespato potásico, en algunos casos sericitizados y/o parcialmente reemplazados por carbonatos. También se puede observar algún fenocristal de tipo pseudomorfo compuesto por mica blanca (moscovita) y óxidos de hierro.

Este tipo de reemplazamiento en pseudomorfos puede corresponder a fenocristales de biotitas ricas en hierro alteradas en condiciones hidrotermales subsolidus a asociaciones de moscovita + óxidos de hierro.

La matriz es de grano fino a muy fino donde es posible reconocer los cristales individuales que corresponden a cuarzo, feldespatos y algunos feldespatos alterados a carbonatos. Los feldespatos presentan una alteración sericítica generalizada que se observa por la presencia de micro-cristales de mica blanca de tipo sericita (≈ moscovita) distribuidos de forma homogénea en toda la matriz. La existencia de otras variedades de filosilicatos es posible aunque no han sido identificados al microscopio óptico. Las muestras en donde hay un predominio de plagioclasa corresponden a pórfidos de colores amarillentos a simple vista. En otras muestras abunda también el feldespato potásico, además de plagioclasa, siendo el color de los pórfidos más rosado. Estas

Microscopio y láminas delgadas: herramientas imprescindibles Para estudiar las rocas y determinar en detalle su mineralogía y textura es necesario el uso del microscopio óptico.

Su funcionamiento consiste en aumentar una imagen mediante la transmisión de la luz a través del objeto a estudiar (rocas, minerales), la condensación de

esta luz para enfocar y el aumento de la luz transmitida (la imagen de la muestra) mediante diversas lentes-objetivos.

Para ello es necesaria la preparación de la muestra de roca que consiste en un corte y pulido hasta llegar a un espesor de unas 30

micras (1mm contiene 1000 micras) fabricando así las llamadas "laminas delgadas".

Al tener tan poco espesor, estas láminas de roca dejan pasar la luz a través de los diferentes minerales que las componen. Las imágenes ópticas que obtenemos con el microscopio nos sirven para identificar los distintos minerales debido a que cada tipo tiene unas propiedades determinadas de color, densidad, formas cristalinas, microfracturación, etc.

Algunas láminas delgadas elaboradas a partir de los pórfidos graníticos del Feixolín, listas para su análisis con microscopio óptico.

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diferencias de coloración a “visu” están relacionadas por lo tanto con el tipo de feldespato predominante y su grado de alteración: las plagioclasas dan colores pardos-amarillentos al alterarse y los feldespatos adquieren tonos rosados.

En las muestras tomadas próximas al contacto con los materiales encajantes (porfidos contaminados) se pueden observar multitud de fragmentos de tamaño muy variado formados de material carbonoso aparentemente grafitizado. En muy escasa proporción modal se observan pequeños fragmentos que podrían ser de pelitas (pizarras) de grano muy fino, adyacentes o semiincluidos en el material carbonoso.

También se han reconocido fragmentos de roca, de escaso tamaño, formados por granos de cuarzo recristalizados con bordes ligeramente suturados. Podrían corresponder con pequeños retazos de areniscas incorporados al fundido y algo recristalizados. No se han reconocido minerales metamórficos. Esta incorpora-

Fenocristales de cuarzo (parte media y superior) embebidos en una matriz de grano fino a muy fino.

Presentan algunas vacuolas y golfos de corrosión típicos de cuarzos volcánicos/subvolcánicos. Se observan varios fenocristales de plagioclasa de menor tamaño en la parte inferior. Anchura de la fotomicrografía: 3 mm.

ción de material predominantemente carbonoso en la masa granítica de los pórfidos puede corresponder en parte a una disolución en el fundido pero posiblemente sea en mayor medida una fragmentación-disgregación mecánica de un material en apariencia poco litificado. Las laminaciones, más o menos replegadas, anteriormente descritas a escala de afloramiento y consistentes en intercalaciones de material granítico y material carbonoso, también se observan a la escala del microscopio. En algunas muestras de pórfidos contaminados hay carbonatación de feldespatos mientras que en otras la presencia de carbonatos es muy escasa.

Estimación modal de las fases minerales y clasificación de los pórfidos Porcentaje modal FASE MINERAL Cuarzo ~33% Feldespato tipo ortosa ~20-26% Plagioclasas Ca-Na ~40-46% Biotita (pseudomorfos) ~1%

Esta aproximación está realizada con ayuda de plantillas de estimación de proporciones modales sobre una muestra con predominio de fenocristales de plagioclasa. Se trata de un primer estudio de carácter muy aproximativo pero puede ser de utilidad en este enfoque preliminar. Presenta el problema de la difícil estimación de las proporciones de cuarzo, feldespato y plagioclasa en la matriz. Consideramos también que el 40-50% de las plagioclasas se encuentran total o parcialmente reemplazadas por carbonatos (calcita: CaCO3), por lo tanto podemos establecer que el porcentaje aproximado de carbonatos estaría en torno a 16-23% y las plagioclasas con escasa o nula carbonatación corresponderían a 2426% del total.

Posiblemente parte de las plagioclasas sean albíticas (sódicas) por lo que esta parte del % modal de las plagioclasas se integra como “feldespatos” en la clasificación QAP de las rocas graníticas (cuarzo-feldespato alcalino-plagioclasa).

Las plagioclasas algo más cálcicas serían

Clasificación de rocas graníticas Q-A-P (cuarzo -feldespato alcalino - plagioclasa)

las reemplazadas por carbonatos (1623%) y las más sódicas el resto (24-23%) que se sumarían al % de feldespatos = (27, 21)F + (24, 23)Pl-Na. Las proporciones así corregidas serían de Q-A-P = 33:51:16 y 33:44:23. Una vez realizada esta corrección, los pórfidos quedan definidos aproximadamente como sienogranitos, lo cual es coherente con la naturaleza leucocrática de estas rocas.

Las alteraciones de los pórfidos A partir de los datos petrográficos se pueden identificar dos tipos de alteraciones que afectan a estas rocas ígneas: sericitización y carbonatación. Ambas pueden ser más o menos simultáneas y no parece haber criterios petrográficos que permitan establecer una secuencia.

La sericitización no es muy intensa pero sí generalizada y se distribuye de forma homogénea en estas rocas. Esta alteración se encuentra afectando a la matriz y a los fenocristales: la interacción del agua con los feldespatos potásicos y con las plagioclasas puede formar cristales y micro-cristales de sericita ± micas de Ca-Na (montmorillonita). La reacción simplificada de la sericitización corresponde a: Feldespato + H2O = =Sericita + Cuarzo (+ otros: K, etc.)

El fluido necesario para producir esta alteración es el agua. Dado que estas

rocas ígneas muestran escasa porosidad y permeabilidad, un fluido externo no parece ser el agente más indicado para producir esta alteración distribuida de forma tan uniforme. Lo más probable es que el H2O procediese de la exolución del fundido al final de la cristalización.

Durante las etapas subsolidus, este fluido produciría la alteración hidrotermal sericítica. Este es un fenómeno muy frecuente en rocas procedentes de magmas graníticos, que suelen tener en torno a un 3-4% de agua disuelta en la parte de fundido silicatado.

La carbonatación parece tener una intensidad moderada afectando a parte de las plagioclasas y a feldespatos potásicos. En algunos casos se observa un reemplazamiento total de plagioclasa/feldespato por parte de los carbonatos, mientras que en otros, solo una parte de estos fenocristales parece estar reemplazada por cristales de calcita (CaCO3). Otros fenocristales (tanto de plagioclasa como de feldespato) no parecen estar afectados. Interpretamos que el reemplazamiento total ocurre en las plagioclasas algo más cálcicas mientras que en las más sódicas el reemplazamiento es parcial o no se llega a producir. La reacción típica de una carbonatación de plagioclasas corresponde a: Plagioclasa-Ca + CO2 + H2O = = Calcita (CaCO3) ± Caolinita En las superficies expuestas de los pórfidos graníticos, y especialmente en las inmediaciones de las grietas presentes en la roca, es posible reconocer agregados dendríticos (depósitos de aspecto ramificado) de óxidos de hierro (izda) y de óxidos de manganeso o pirolusita (dcha). Estos minerales se han depositado con posterioridad a la formación de los pórfidos a partir de la circulación de fluidos ricos en estas sustancias. A pesar de su similitud con fósiles de helechos, no deben confundirse con estos.

Escalas= 1 cm.

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En el caso del reemplazamiento de carbonatos en feldespatos potásicos (ortosa), el proceso que tiene lugar no está bien definido. Una posibilidad es que la interacción de CO2 + H2O + feldespato-K genere caolinita y también H2 CO3 como subproducto, que al interaccionar con Ca en disolución precipita carbonato (CaCO3). En la matriz también aparecen carbonatos (CaCO3) que principalmente deberían estar reemplazando a las plagioclasas algo más cálcicas, de tamaño de grano fino a muy fino. El principal fluido responsable de esta alteración es el CO2 pero en este caso la procedencia no parece ser del propio sistema ya que este tipo magmas graníticos ácidos no suelen contener CO2 o bien su concentración es muy baja. Se necesita por lo tanto un aporte externo y un mecanismo que introduzca este fluido/gas.

Modelización de los procesos de alteración Con objeto de aproximarnos mejor al desarrollo de estas alteraciones hemos realizado un modelo numérico (diagrama de fases o pseudosección) partiendo de una composición teórica supuesta para estos pórfidos graníticos. Esta composición de roca total se ha estimado a partir de las abundancias modales de los minerales observados (cuarzo, plagioclasas Na-Ca y feldespatos potásicos). Para este cálculo también necesitamos las composiciones de estas fases minerales que han sido tomadas de rocas graníticas similares ya estudiadas.

La composición teórica simplificada es la indicada en la tabla de la parte inferior de esta página.

Partiendo de estos datos, utilizamos programas de modelización termodinámica que calculan las asociaciones minerales más estables y compatibles con la composición teórica de la roca en un rango seleccionado de P-T y X (H2OCO2). Para nuestro modelo (diagrama de fases) en concreto hemos fijado una presión de 1 Kbar y variamos la temperatura y la cantidad de CO2 y H2O que interacciona con nuestra roca teórica.

El resultado obtenido indica que a temperaturas mayores de unos 400380ºC no hay alteración aunque los minerales (cuarzo, plagioclasa, albita, microclina) coexisten con un fluido que al bajar la temperatura será el causante de las alteraciones. Por debajo de los 400380 ºC, si este fluido contiene H2O y CO2, se producirá un desarrollo de moscovita (sericita) y carbonatos que serán más

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Diagrama de fases (pseudosección) de temperatura - composición (H2O+CO2) calculado para una composición teórica de los pórfidos del Feixolín. Ms: moscovita (sericita). Cc: calcita. Pl: plagioclasa.

abundantes a mayor concentración de CO2. Esta asociación de cuarzo, plagioclasa, albita, microclina, sericita y calcita coincide con la asociación mineral que observamos en estas muestras y por lo tanto estas condiciones de temperatura y fluido compuesto de H2O-CO2 son las que probablemente tuvieron lugar. Con mayor cantidad de CO2 todas las plagioclasas más cálcicas serían reemplazadas por calcita. En el modelo también se puede observar que ambos procesos de alteración (sericitización y carbonatación) serían prácticamente simultáneos, en acuerdo con la petrografía estudiada en el microscopio óptico. La aparición de moscovita en relación al carbonato es sensible a las abundancias relativas de K2O y Na2O en la roca total.

Con valores ligeramente diferentes a los considerados, la moscovita puede aparecer a bastante mayor temperatura y en estos casos la sericitización precedería a la carbonatación.

Entender el origen de este fluido que genera las alteraciones (sericitización + carbonatación) es importante para interpretar la historia geológica de estas rocas. Como se apuntó anteriormente, el agua puede proceder de la cristalización y exolución del propio magma. Al solidificar el pórfido, desde los bordes hacia el interior, este agua quedaría

atrapada en el sistema y al bajar la temperatura por debajo de unos 400ºC comenzaría a reaccionar con los feldespatos y formar sericita (moscovita).

El CO2 no puede proceder del magma porque, al ser granítico, es muy pobre en este gas. La procedencia debe ser externa. Una posibilidad es que durante la intrusión de los sills, la captación e incorporación de material carbonoso, en combustión por la proximidad del magma, inyectase cierta cantidad de CO2 hasta que la falta de oxígeno parase la combustión. Este CO2 se mezclaría con el H2O de exolución del magma y formaría un fluido de H2O-CO2 que permanecería en el sistema al solidificar y enfriarse. Por debajo de unos 400-380ºC este fluido reaccionaría con los diferentes minerales (plagioclasa-feldespato) y formaría las alteraciones de sericita y carbonatos (calcita).

¿Cómo se formaron estas rocas ígneas?

De momento hay muy pocos datos cuantitativos, son necesarios análisis químicos de minerales y de roca total. En consecuencia, buena parte de los planteamientos que proponemos son, por el momento, hipótesis preliminares.

- Estas rocas ígneas ácidas derivan de la fusión parcial de rocas corticales previas, en niveles de la corteza media-inferior porque a esas profundidades es donde se pueden llegar a alcanzar temperaturas necesarias para la fusión. En ausencia de geoquímica (elementos mayores, trazas, REE e isótopos) no se puede decir mucho más. Una posibilidad sugerida por algunos autores que estudiaron rocas similares, aunque en otros lugares y contextos (Bentor et al. 1981) es que este tipo de granitos provenga de la fusión de los propios sedimentos carbonosos por combustión espontánea en las zonas más ricas en carbón. En nuestro caso la temperatura de los sedimentos de la cuenca nunca fue elevada (ausencia de minerales índice, etc.) y por lo tanto este tipo de hipótesis son descartables.

- La textura porfídica de estas rocas ígneas es indicativa de su naturaleza subvolcánica y por lo tanto su nivel de intrusión y emplazamiento fue cercano a

Pórfidos graníticos con geometría de sills e inclinación aparente horizontal. El pórfido de posición inferior se acuña hacia la izquierda de la fotografía.

la superficie pero sin llegar a extruir. Su composición leucogranítica también

sugiere que las temperaturas de estos magmas no fueron demasiado elevadas y posiblemente pudieron estar entre los 650-700 ºC. - Los xenolitos o fragmentos incorporados son mayoritariamente de carbón (±grafitizado). Son escasos los fragmentos de pizarras o areniscas. Esto puede dar una pista sobre el modo de emplazamiento de los pórfidos: los magmas ascenderían de forma vertical y su emplazamiento horizontal habría ocurrido en zonas con predominio de pizarras carbonosas y capas de carbón.

De esta manera se explicaría la abundancia de este tipo de fragmentos y la escasez de pizarras y areniscas. Durante el emplazamiento, el calor del magma produciría la combustión de estas zonas ricas en carbón (en condiciones de O2 libre) y así se generaría parte del espacio necesario para el emplazamiento interestratificado y la incorporación de fragmentos de carbón en combustión.

Estos fragmentos en combustión, una vez incorporados al magma (xenolitos), liberarían parte del CO2 dentro de este (hasta su apagado por la falta de O2). El CO2 así liberado se mezclaría con el fluido de H2O exuelto de la cristalización y después de la solidificación total y al bajar la temperatura se producirían las Modelo-esquema aproximado de la intrusión y formación de los sills de pórfidos graníticos en la cuenca Carbonífera Estefaniense de Villablino-Feixolín. Las cuatro etapas mostradas corresponden a la intrusión y solidificación de los magmas. Los procesos de alteración (sericitización + carbonatación) tendrían lugar en una etapa posterior de enfriamiento.

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Feldespato/s: grupo de minerales (silicatos y tectosilicatos) formados por sílice, aluminio, potasio, sodio, calcio y oxígeno. A veces se usa este término para referirse solo a miembros potásicos.

Fenocristal: mineral cristalizado en el seno de un magma y que presenta un tamaño mayor que los minerales de su entorno.

Filosilicato/s: subclase de silicatos con estructura en capas de tetraedros de sílice y oxigeno. Pueden contener aluminio, potasio, sodio, magnesio, hierro, agua, etc. (ej.: biotita, moscovita, talco, caolinita, clorita, arcillas, etc.)

Grafitización: transformación de carbón, sin estructura cristalina, a grafito, con una estructura cristalina de tipo hexagonal. Este proceso requiere incremento de presión y/o temperatura.

Leucocrático: de color blanco o claro. En rocas ígneas se aplica a aquellas ricas en sílice y pobres en hierro y magnesio.

Matriz: conjunto de minerales de tamaño de grano fino/muy fino que engloban a minerales de mayor tamaño (ej.: fenocristales). En rocas volcánicas, puede estar formada por vidrio.

Microclina: feldespato potásico que puede contener algo de sodio. Estable a temperaturas bajas e intermedias.

Mineral índice: mineral metamórfico característico de determinadas condiciones de presión y temperatura.

Pórfidos graníticos con su inclinación o buzamiento real (el plano del corte es perpendicular al de la imagen anterior)

alteraciones anteriormente comentadas (sericitización y carbonatación). En bastantes ocasiones estos fluidos escapan a través de fracturas cuando los magmas se solidifican, pero en el caso estudiado del Feixolín no se observan venas o filones de cuarzo en las rocas sedimentarias, por lo tanto es probable que la mayor parte de estos fluidos permanecieran dentro de la roca de pórfido, en los espacios intergranulares.

Agradecimientos Los autores desean expresar su agradecimiento a Policarpo Fernández López (Aula Geológica Robles de Laciana) y a Ángel Nava Rodríguez (Presidente de la Junta Vecinal de Orallo), por las facilidades prestadas durante la jornada de trabajo de campo en El Feixolín y por su compañía a lo largo de la misma.

Glosario Albita: mineral del grupo de los silicatos (tectosilicatos) formado por sílice, aluminio, sodio y oxígeno. Puede contener algo de calcio.

Alteración: transformación de rocas y minerales para adquirir configuraciones estables y acordes con las del ambiente de su entorno. El agua es fundamental para que se pueda dar este proceso.

Biotita: mineral del grupo de los silicatos (filosilicatos) formado por sílice, aluminio, hierro, magnesio, potasio, y componentes más volátiles como grupos OH (agua), fluor y oxígeno.

Calcita: mineral del grupo de los carbonatos formado por calcio y un grupo aniónico de CO3.

Caolinita: mineral del grupo de los silicatos (filosilicatos) formado por sílice, aluminio, grupos OH (agua) y oxígeno.

Moscovita: mineral del grupo de los silicatos (filosilicatos) formado por sílice, aluminio, potasio, grupos OH (agua) y oxígeno.

Ortosa: (también ortoclasa) feldespato potásico que puede contener algo de sodio. Estable a temperaturas intermedias.

Plagioclasa: mineral del grupo de los silicatos (tectosilicatos) formado por sílice, aluminio, calcio, sodio y oxígeno.

Pseudomorfo: mineral transformado a otros minerales pero que conserva su forma externa parcial o totalmente.

Kbar: Kilo-bar, o unidad de medida de presión equivalente a cerca de 1000 atmosferas.

Sanidina: feldespato potásico que puede contener algo de sodio. Estable a temperaturas altas e intermedias.

Sericita: filosilicato de tamaño de grano fino compuesto principalmente de moscovita y en menor medida de illita, paragonita, etc.

Sienogranito: granito con mayor cantidad de feldespato (potásico-sódico) que de plagioclasa cálcica.

Carbonato/s: grupo de minerales formados por combinaciones de diferentes cationes con grupos aniónicos CO 3 (calcita: CaCO 3 , dolomita: CaMg(CO3)2; ankerita: CaFe(CO3)2; etc.).

Sill: cuerpo magmático intrusivo de geometría tabular y concordante con la estratificación o con la estructuración principal de las rocas encajantes.

Cuarzo: mineral del grupo de los silicatos (tectosilicato) formado por sílice y oxígeno (SiO2).

Xenolito: mineral o fragmento de roca incluido en una roca ígnea pero procedente de rocas externas (rocas encajantes, o rocas metamórficas).

Bibliografía Bentor, Y.K., Kastner, M., Perlman, I., Yellin, Y. (1981). Combustion metamorphism of bituminous sediments and the formation of melts of granitic and sedimentary composition. Geochimica et Cosmochimica Acta. 45. 2229-2255.

Corretgé, L.G., Suárez, O., Galán, G., Fernández-Suárez J. (2004). Geología de España, 2. El Macizo Ibérico, 2.3 Zona AsturoccidentalLeonesa, 2.3.3. Magmatismo. (Ed. J.A. Vera) Gallastegui, G., Suárez, O., Cuesta, A. (2004). Geología de España, 2. El Macizo Ibérico, 2.2 Zona Cantabrica, 2.2.3. Magmatismo. (Ed. J.A. Vera) Navarro Vázquez, D. (1978a). Mapa Geológico de España. E. 1:50.000. Hoja nº 101 (Villablino). Ed. IGME. Navarro Vázquez, D. (1978b). Memoria del Mapa Geológico de España. E. 1:50.000. Hoja nº 101 (Villablino). Ed. IGME. Para citar este artículo: González-Menéndez, L., Gallastegui, G., Cuesta, A., Castaño de Luis, R. (2017). Rocas ígneas en cuencas carboníferas estefanienses: los pórfidos graníticos del Feixolín-Villablino (Zona Cantábrica, León). GeoLaciana 2017. Aula Geológica Robles de Laciana. Pp: 9-16.

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Una aproximación a la flora carbonífera a través de las cuencas mineras leonesas R. Castaño de Luis

A

lo largo de la geografía leonesa, siempre vinculadas a las rocas paleozoicas que configuran las cadenas montañosas situadas al norte y oeste de la provincia, existen varias “cuencas carboníferas”. Algunas de ellas han condicionado notablemente la vida de los habitantes de las comarcas en las que se sitúan, ya que, por su contenido en carbón, han sido fuente de recursos energéticos y, por tanto, causantes del establecimiento de una cultura minera que, de una u otra forma, ha influido en la economía de miles de familias, en las telecomunicaciones de decenas de municipios y en el paisaje de los espacios afectados por las actividades mineras.

Pero, además, las cuencas carboníferas de la provincia de León son una fuente inagotable de información científica; la naturaleza de las rocas que las configuran, su estructura y los organismos fósiles que custodian, aportan innumerables datos sobre uno de los episodios más relevantes de la Historia geológica leonesa.

desencadenó la denominada “orogenia Varisca”, la cual determinó la estructura de todas ellas.

Antes de la orogenia Varisca La mayoría de las rocas que forman parte de las cadenas montañosas de la provincia de León se formaron a partir de sedimentos depositados en un fondo marino. Esta cuenca sedimentaria se situaba en el margen de un gran continente denominado “Gondwana”.

Durante el periodo Cámbrico, dicho continente se situaba cerca del polo sur, pero a lo largo de los sucesivos periodos de la era paleozoica (Ordovícico, Silúrico, Devónico y primera mitad del Carbonífero) fue migrando hacia latitudes más próximas al ecuador. A lo largo de este proceso, la cuenca marina recibió distintos aportes de sedimentos que se fueron acumulando y que acabarían dando origen a las rocas que podemos observar en la actualidad. El

Las cuencas carboníferas leonesas son muy ricas en flora fósil, como puede observarse en esta imagen.

proceso no fue pasivo, ya que el clima, la topografía de la cuenca, la naturaleza de los aportes y muchos otros parámetros fueron cambiando a lo largo de la migración continental (de ahí la gran

Las cuencas Carboníferas Para comprender el significado de las cuencas carboníferas vinculadas a la cordillera Cantábrica y a los Montes de León, es necesario conocer cómo se formaron estas cadenas montañosas, ya que unas y otras resultan indisociables, por constituir distintos capítulos de una misma historia. Esta historia está condicionada por la colisión de dos grandes masas continentales que

La cuenca marina en la que se depositaron los sedimentos que dieron lugar a las rocas de los sistemas montañosos leoneses (estrella amarilla) se situaba en el margen de un gran continente llamado Gondwana. A principios del Paleozoico, dicha cuenca se situaba próxima al polo sur, pero la deriva continental hizo que su posición cambiara hasta que, a mediados del Carbonífero, cuando se encontraba cerca del Ecuador, Gondwana chocó con Laurasia y los sedimentos de la cuenca pasaron a conformar una gran cordillera.

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Recreación del aspecto que pudieron mostrar las cuencas continentales carboníferas.

En torno a los macizos montañosos de la recién formada cordillera Varisca se extendían áreas pantanosas en las que prosperaron grandes bosques.

Durante buena parte del Paleozoico, los sedimentos que acabarían dando lugar a las rocas que conforman los sistemas montañosos leoneses se depositaron en el fondo de una cuenca marina (1), adoptando una disposición aproximadamente horizontal y apreciándose cierto paralelismo entre las distintas capas de sedimento. A mediados del Carbonífero, la orogenia Varisca comprimió, plegó, fracturó y elevó estos sedimentos (2), dando origen a la cordillera Varisca, una descomunal cadena montañosa. A finales de este periodo, en algunas zonas deprimidas dentro de la cordillera y al pie de la misma, se formaron las cuencas sedimentarias carboníferas, ya no marinas sino continentales, en las que prosperaron grandes bosques y en las que se depositaron nuevos sedimentos que ya no guardaban paralelismo con las rocas subyacentes (ya que estas fueron deformadas en la orogenia) o, lo que es lo mismo, depositadas de forma discordante. Posteriormente, una nueva orogenia acaecida en el periodo Paleógeno (O. Alpina) volvió a modificar la estructura del conjunto (3). Nota: los esquemas son meros modelos y no representan la estructura de ninguna cuenca carbonífera concreta.

variedad de rocas presentes en nuestras montañas). A mediados del Carbonífero (aunque con efectos palpables desde el final del Devónico), Gondwana colisionó, cerca del ecuador, con otro continente (Laurussia). Como consecuencia, los sedimentos depositados en la cuenca marina que mediaba entre ambas masas continentales se comprimieron, elevaron, fracturaron y dieron origen a la gran cordillera Varisca, a la que numero-

Zonas geológicas de la provincia de León y situación de las principales cuencas carboníferas.

ZONA CANTÁBRICA ZONA ASTUROCCIDENTAL-LEONESA ZONA CENTROIBÉRICA CUENCA DEL DUERO CUENCA DEL BIERZO CUENCAS ESTEFANIENSES 1- C. Carb. de Villablino 2- C. Carb. de Teverga-San Emiliano 3- C. Carb. de La Magdalena 4- C. Carb. de Ciñera-Matallana 5- C. Carb. de Canseco-Rucayo-Reyero-Salamón 6- C. Carb. de Sabero 7- C. Carb. de Guardo-Valderrueda 8- C. Carb. del Bierzo

sos autores atribuyen altitudes superiores a los 12000 metros.

Tras la orogenia Varisca A lo largo de la segunda mitad del Carbonífero, ya en un contexto continental, las zonas deprimidas generadas en el seno de la cordillera Varisca y las áreas de piedemonte situadas a ambos márgenes de este sistema montañoso pasaron a constituir cuencas sedimentarias de naturaleza pantanosa o, más cerca de la costa, de tipo llanura de inundación, en las que desembocaban numerosos ríos que transportaban los sedimentos que la erosión arrancaba de la recién formada cordillera.

Los bosques carboníferos Las cuencas continentales de la segunda mitad del Carbonífero se formaron en un contexto climático relativamente húmedo, que favoreció que en las áreas lacustres, pantanosas o litorales se establecieran grandes formaciones boscosas constituidas por plantas que, por otra parte, se encontraban en pleno proceso de expansión. Los principales grupos de plantas que formaron parte de estos bosques se describen a continuación.

Los principales tipos de fosilización en las cuencas carboníferas de León A grandes rasgos, la fosilización puede definirse como el conjunto de procesos que posibilitan que una entidad biológica, sea del tipo que sea, pueda preservarse y acabe por dar origen a un fósil.

Evidentemente, dichos procesos están condicionados por la naturaleza de la entidad biológica y de los sedimentos en los que acaba siendo enterrada, así como por cualquier otro factor ambiental que pueda influir sobre ambos.

Así, las cuencas carboníferas continentales se caracterizaron por la abundancia de

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ambientes húmedos, pobres en oxígeno y a los que llegaban grandes cantidades de sedimentos y de materia vegetal que los microorganismos apenas tenían tiempo de descomponer. El metabolismo de estas bacterias provocaba la liberación de los elementos más ligeros de aquellos que constituyen la materia vegetal (sobre todo hidrógeno, oxígeno y nitrógeno), mientras que el carbono se acumulaba in situ, dando lugar a una pátina oscura que reproduce la morfología de la entidad; este tipo de fosilización se

denomina “carbonización”. Si en los sedimentos abundaban otros elementos como el hierro y el azufre, la entidad podía “piritizarse”, y en ese caso su morfología aparece reproducida por pirita, un bello sulfuro de hierro de color dorado. Mucho más frecuente que esta última es la fosilización por formación de ”moldes”, la cual consiste en la reproducción de una superficie exterior (molde externo) o interior (molde interno) de la entidad fósil en los sedimentos que la rodean y/o rellenan, a modo de molde con relieve invertido.

Izquierda: helecho preservado mediante carbonización. Centro: tallo de licofita parcialmente piritizado. Derecha: molde interno de un tallo de un equiseto.

LOS HELECHOS Los “helechos” constituyen uno de los grupos de plantas fósiles más habituales en las rocas de las cuencas carboníferas leonesas. Presentan una gran diversidad taxonómica, que se manifiesta en una gran variabilidad anatómica; a pesar de ello, en la mayoría de los casos resulta sencillo adscribir estos fósiles al grupo de los “helechos”, ya que muestran una evidente similitud con los representantes actuales de estas plantas.

Varios grupos distintos Sin embargo, debe tenerse en cuenta que en lo referente a la flora carbonífera, el término “helecho” se usa de modo informal, ya que engloba a un amplio abanico de plantas que, por su aspecto, recuerdan a este tipo de organismos.

Pero en realidad, es preciso hacer una distinción entre los helechos en sentido estricto (Filicofitas), directamente emparentados con sus representantes actuales y que, como ellos, se reprodu-

cían mediante esporas, y el amplio conjunto de plantas con aspecto de helecho pero vinculadas, en mayor o menor medida, a distintos grupos de coníferas y que, además, verificaban su reproducción mediante semillas; todas ellas se agrupan bajo la denominación de “Pteridospermas”.

Anatomía de los “helechos” Dado el amplio listado de organismos que engloba esta denominación informal, resulta complicado establecer un modelo anatómico común para todos ellos. Téngase en cuenta que, aparte de la ya mencionada distinción entre los “helechos” que se reproducían mediante esporas y los que lo hacían mediante semillas, existieron otras diferencias significativas entre distintas especies, incluso pertenecientes a un mismo grupo, tales como su porte (desde herbáceo hasta arbóreo) o sus hábitos de vida (se han reconocido especies puramente terrestres, trepadoras, etc); todo ello dio lugar a una gran diversidad

De forma informal, se usa el término “helecho” para designar a varios grupos de plantas que presentan rasgos morfológicos similares a los de estos organismos.

anatómica que resulta imposible de recoger en estas páginas. Por ello, se ofrece una visión general de los rasgos más significativos de las Filicofitas y de las Pteridospermas.

•Partes subterráneas: en el caso de las Filicofitas, tal y como ocurre en la actualidad, los órganos subterráneos constaban de un tallo subterráneo (rizoma) de crecimiento horizontal, del que partían pequeñas raicillas encargadas de captar agua y nutrientes del sustrato.

El modo en que se organiza la nerviación de las pínnulas es una característica importante para determinar las distintas especies de helechos. Izda.: Nerviación bifurcada. Dcha.: Nerviación paralela. Barras de escala = 1 cm.

En el caso de las Pteridospermas existía un aparato radicular mucho mejor definido y similar al de las Espermatofitas (plantas con semillas), grupo con el que guardan una estrecha relación.

•Tallos: como ya se indicó, la mayoría de las Filicofitas presentaban un tallo subterráneo, y solo en raras excepciones existía un aparato caulinar aéreo. Sin embargo, muchas Pteridospermas sí mostraban un tallo bien definido.

Las hojas o frondes de la mayoría de los helechos muestran un gran tamaño y están profundamente divididas.

La morfología y el grado de división del limbo son características de cada grupo. De forma general, las divisiones se denominan de forma jerárquica atendiendo a su distancia respecto al raquis central; así, se diferencian las pinnas de primer orden (amarillo), de segundo orden (azul), etc. Finalmente, la menor de las divisiones de la fronde recibe el nombre de foliolo o pínnula (rojo), cuya morfología es un rasgo muy importante a la hora de clasificar estas plantas, como también lo es su tipo de nerviación (1- paralela, 2- bifurcada, 3- anastomosada).

Envés de una fronde de Polypodium vulgare, un helecho frecuente en los bosques atlánticos actuales. Como los helechos verdaderos del Carbonífero, con los que está directamente emparentado, las estructuras productoras y contenedoras de las esporas (esporangios) se agrupan en unas estructuras de contorno circular, elipsoidal o reniforme que se localizan en el envés de las frondes fértiles y que reciben el nombre de “soros”.

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Un registro excepcional El registro paleontológico de las cuencas carboníferas leonesas es excepcional por la abundancia y diversidad de su flora fósil, lo que ha permitido afinar las divisiones de la escala de tiempos geológicos y establecer correlaciones con otras cuencas carboníferas, lo que conlleva un mayor conocimiento de los eventos ocurridos en este periodo geológico.

También resulta excepcional por el grado de conservación de muchos de sus fósiles, que en numerosas ocasiones preservan hasta los más delicados detalles de su estructura, como puede apreciarse en esta joven fronde de un helecho.

Izquierda: envés de una fronde fértil de un helecho verdadero en la que se aprecian numerosos soros.

Derecha: dos semillas de pteridospermas. Barras de escala = 1 cm.

•Frondes: posiblemente se traten de los órganos más representativos de ambos grupos, y de aquellos que resultan más significativos en el registro fósil. Las frondes forman parte de la anatomía aérea de estas plantas, y son las encargadas de realizar la fotosíntesis.

En la mayoría de los casos exhiben una superficie relativamente grande y presentan una estructura profusamente dividida, con una distribución pinnada de sus diferentes partes (es decir, las distintas divisiones de las frondes se organizan de forma jerárquica y, a modo de fractal, las divisiones menores se asemejan morfológicamente a las

superiores). En este sentido, pueden reconocerse “pinnas” de primer, segundo, tercer, ..., orden, siendo este un rasgo de gran importancia a la hora de realizar la determinación de un taxón concreto.

La menor de las divisiones que puede identificarse en una fronde corresponde a las “pínnulas”, cuya morfología, su forma de insertarse en el raquis que las soporta, el tipo de nerviación que presentan y su tamaño, constituyen los caracteres básicos para determinar con exactitud los fósiles de estas plantas, independientemente de que se traten de Filicofitas o de Pteridospermas.

•Estructuras reproductoras: las Filicofitas se reproducían mediante esporas; estas se formaban en unas

estructuras denominadas “esporangios” que, como ocurre en la actualidad, se agrupaban en unas estructuras más complejas, de contorno circular, alargado, elipsoidal o reniforme, que se situaban en el envés de las frondes y que se denominan “soros”.

Por su parte, las Pteridospermas se reproducían mediante semillas verdaderas, en general de tamaño macroscópico, cuya morfología resultaba muy variable.

¿Cómo vivían?

Los “helechos” mostraron hábitos de vida muy variados, si bien pueden apreciarse las siguientes tendencias: -Las Filicofitas son plantas con un ritmo de crecimiento relativamente rápido y con una gran plasticidad ambiental, lo que les permitía colonizar áreas desprovistas de cubierta vegetal, como podían ser zonas recientemente desecadas u otras que sufrían inundaciones periódicas.

-Por su parte, las Pteridospermas eran frecuentes en zonas algo alejadas de las áreas encharcadas, tales como laderas inclinadas o las elevaciones que servían de divisoria entre dos cursos de agua.

Detalle de varias pinnas de último orden de algunas Filicofitas y Pteridospermas. La morfología de las pínnulas, el modo en que estas se unen al raquis, la extensión del nervio central y la distribución de la nerviación secundaria constituyen caracteres de gran importancia a la hora de clasificar estas plantas. Las muestras proceden de Valdesamario (1), La Magdalena (2,4,5,6,7), Vegacervera (3) y Santa Lucía de Gordón (8).

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Fragmento de una fronde de Eusphenopteris, una pteridosperma muy frecuente en algunas cuencas carboníferas leonesas. La muestra procede de las inmediaciones de Bembibre (El Bierzo)

LOS EQUISETOS Los equisetos (esfenofitas) engloban un grupo de plantas que guardan cierta afinidad con los helechos verdaderos. Su origen se remonta al periodo Devónico, aunque fue durante el Carbonífero y el Pérmico cuando mostraron una mayor diversidad y abundancia. En la actualidad están representados por varias especies del género Equisetum (conocidas popularmente como “colas del caballo”), que en todos los casos presentan un tamaño relativamente pequeño. Sin embargo, durante el periodo Carbonífero existieron miembros de este grupo que alcanzaban porte arbustivo e incluso arbóreo (hasta 15 metros de altura)

Anatomía de los equisetos La peculiar anatomía de estas plantas las hace inconfundibles; a pesar de la notable diversidad morfológica que permite distinguir unas especies de otras, todas ellas presentan un patrón corporal

una estructura típicamente articulada, lo que significa que a lo largo de su extensión pueden identificarse varios nudos y entrenudos, dispuestos a intervalos aproximadamente regulares.

•Tallos: los equisetos poseen tallos aéreos erguidos que, como las hojas, tienen capacidad de realizar la fotosíntesis gracias a la clorofila presente en sus células.

Tal y como ocurre en el rizoma, en los tallos aéreos pueden identificarse nudos y entrenudos. Los nudos suelen estar engrosados, lo que los hace muy conspícuos; su morfología suele ser un carácter muy importante a la hora de reconocer las distintas especies. De ellos parten las ramas secundarias o, en su caso, las hojas, que muestran una disposición verticilada, una de las características definitorias del grupo (es decir, varias ramas u hojas parten de un mismo nudo a lo largo de todo el contorno del tallo). Los entrenudos, de longitud bastante regular dentro de cada especie, están ornamentados por varias estrías longitudinales, de tamaño y

Bello ejemplar de Asterophyllites, un equiseto muy frecuente en las rocas de las cuencas carboníferas leonesas. El ejemplar de la imagen procede de la cuenca carbonífera de Villablino y mide 7 centímetros de anchura.

redondeado o acuminado, aunque algunos géneros presentan una terminación truncada (bruscamente interrumpida) o aserrada. En cualquier

Los equisetos, muy frecuentes en el registro fósil de las cuencas carboníferas leonesas, cuentan con representantes actuales: las populares “colas de caballo” común que permite atribuirlas al grupo de los equisetos sin dificultad alguna.

•Rizomas: los equisetos presentan, de forma característica, un tallo subterráneo (rizoma), del que parten numerosas raicillas encargadas de captar el agua y los nutrientes del sustrato. Este presenta

En los tallos de los equisetos se identifican nudos, situados a intervalos regulares y en los que se disponen los verticilos de hojas y/o ramas, y entrenudos, de longitud variable y habitualmente ornamentados con costillas.

distribución regular. Los tallos de los equisetos suelen ser huecos; esto favorece que, tras su enterramiento, estas cavidades acaben siendo rellenadas por sedimentos. Estos, una vez consolidados, dan lugar a moldes internos que reproducen la morfología del tallo, algo que resulta especialmente frecuente en el caso de los tallos de mayor grosor. Por ello, la mayoría de los tallos de equisetos presentes en el registro fósil se tratan de moldes.

Molde interno de Calamites, un tallo de equiseto muy frecuente en las cuencas carboníferas de León.

•Hojas: Las hojas (eufilos) de los equisetos muestran una disposición verticilada, de modo que varias hojas se vinculan a un mismo nudo. Su tamaño suele ser pequeño, incluso escamoso, ya que raramente superan los 3-4 centímetros de longitud. Habitualmente son estrechas, lanceoladas o, en algunos casos, elipsodales. Su ápice suele ser

caso, la morfología de las hojas es un carácter fundamental a la hora de determinar estas plantas. Un rasgo Aspecto de varios equisetos actuales y detalle de dos estróbilos situados al final de sendas ramas fértiles.

En el interior de estas estructuras, bajo los esporangióforos (de contorno poligonal), se encuentran los esporangios, donde se forman las esporas.

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destacable de las hojas de los equisetos es que siempre son “connadas”, es decir, todas las hojas de un mismo verticilo están unidas por la base, dando origen a una vaina o corona que rodea al tallo y cuya morfología, una vez más, resulta de gran ayuda para determinar estos organismos con precisión.

Dos ejemplares de Anullaria, un género de equiseto muy habitual en las rocas estefanienses de la provincia de León. Ambas muestras forman parte de la exposición permanente del Aula Geológica Robles de Laciana.

Moldes internos de tallos de equisetos.

•Estructuras reproductoras: En el extremo apical de las ramas fértiles de los equisetos aparecen unas estructuras engrosadas que reciben el nombre de “estróbilos”, de aspecto fusiforme o subredondeado. Están constituidos por

hojas modificadas que no contienen clorofila o la poseen en poca cantidad (por lo que no realizan la fotosíntesis) y que se denominan “esporangióforos”.

Estos, en sus fases iniciales, crecen de forma muy apretada, por lo que posteriormente, una vez que el estróbilo crece y se separan, adoptan una morfología poligonal.

Bajo los esporangióforos se desarrollan los “esporangios”, de tamaño relativamente grande, que son los órganos en los que se forman las esporas mediante las cuales se reproducen estas plantas.

¿Cómo vivían?

En la actualidad, los equisetos viven en zonas muy húmedas, tales como los márgenes de ríos y arroyos, humedales, surgencias de agua o cualquier lugar que, por una u otra razón, goce de grandes aportes hídricos.

En el Carbonífero la situación era muy similar, ya que estas plantas crecían fundamentalmente en las proximidades de los lagos y lagunas, en áreas encharcadas y cerca de cursos de agua.

A pesar de la variabilidad morfológica que puede apreciarse entre las distintas especies de equisetos, todas ellas presentan rasgos definitorios que facilitan identificarlas a nivel de grupo. Por ejemplo, Asterophyllites (1, 2, 3 y 4) presenta hojas alargadas y muy estrechas, Sphenophyllum (5 y 6) presenta menor cantidad de hojas en cada verticilo y estas tienen el ápice truncado, y Annularia (7) tiene hojas elipsoidales o redondeadas, pero todos muestran verticilos foliares en torno a un tallo articulado.

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LAS LICOFITAS Esta denominación incluye varios grupos de plantas, tanto extintas como actuales, caracterizadas por presentar una diferenciación completa de sus órganos y un sistema de vasos circulares que los comunica, pero que, a su vez, muestran una estructura primitiva en ambos casos.

En la actualidad existen varios cientos de representantes de este grupo, todos ellos de porte herbáceo y relegados a ambientes muy específicos, como son los bosques húmedos del hemisferio norte o áreas encharcadas en regiones tropicales

Reconstrucción de una licofita del Carbonífero y detalle de una rama y de un estróbilo.

o subtropicales. Sin embargo, a lo largo del periodo Carbonífero, algunos órdenes pertenecientes a este grupo llegaron a contar con especies de porte arbóreo, con representantes que alcanzaban con facilidad alturas de varias decenas de metros.

de crecimiento, las licofitas invirtieran la mayor parte de sus recursos en incrementar la superficie y extensión de sus raíces y, solo una vez que estas habían alcanzado su desarrollo total, aumentara la tasa de crecimiento de las partes aéreas y su altura.

•Tallos: muchas licofitas del periodo Carbonífero presentaban crecimiento secundario, es decir, sus tallos podían crecen en longitud (crecimiento primario), pero también en grosor, lo que implica una diferenciación de una o varias capas medulares y otras corticales.

De hecho, como deja entrever su gran corpulencia, el tallo principal de algunas licofitas podía alcanzar sin dificultad varios metros de anchura.

En cualquier caso, los tallos de estas plantas estaban recubiertos por numerosas hojas acintadas (realmente, “microfilos”) que se situaban de forma helicoidal a lo largo de los mismos. Estas, con el paso del tiempo, acababan desprendiéndose, lo que resultaba en una cicatriz muy característica en la superficie del tallo. Estas cicatrices, en su conjunto, dan origen a un patrón poligonal y repetitivo característico de cada taxón, por lo que su observación resulta de gran ayuda para determinar los tallos de licofitas; sin embargo, debe tenerse en cuenta que el aspecto de este patrón puede variar, desde ligera hasta sustancialmente, en función del grado de decortización del ejemplar (ver esquema en la página siguiente).

•Hojas: Las hojas de las licofitas son muy primitivas; suelen tener forma alargada, o incluso acintada, y están inervadas por un único haz vascular. Muchos investigadores consideran que no se tratan de hojas en sentido estricto, sino que corresponden a esporangios muy modificados. Todo ello avala el hecho de

La estructura bifurcada de los tallos y raíces, la repetición reiterada y ordenada de patrones poligonales en la superficie de los mismos y la morfología alargada de las hojas son tres rasgos característicos de las licofitas.

Fragmentos de troncos de licofitas de 80-90 cm de diámetro en la cuenca carbonífera de Villablino.

que se las denomine “microfilos”, ya que el origen de las hojas de otros grupos de plantas es muy diferente. En cualquier caso, como ya se indicó, aparecen de forma recurrente sobre todas las partes

Anatomía de las licofitas Los principales rasgos morfológicos de estas plantas son los siguientes: •Raíces: Las raíces de las licofitas fósiles suelen tener un tamaño bastante grande y presentan una estructura característicamente dicótoma. Posiblemente hayan evolucionado a partir de tallos que, a modo de rizomas, se han especializado en el soporte de la planta y en la captación de agua y nutrientes. En cualquier caso, presentan numerosas raicillas adventicias (seguramente derivadas de hojas modificadas) que se distribuyen a lo largo de la superficie de la raíz de forma espiral y regular, generando un patrón de marcas circulares muy característico que es sencillo de apreciar en los muchos ejemplares que forman parte de nuestro registro paleontológico.

Es muy posible que, en sus primeras fases

1- Raíz de licofita (Stigmaria) con las características marcas circulares dejadas por las raicillas; 2- microfilos de una licofita (nótese su aspecto acintado); 3 a 6- distintos tallos de licofitas con las cicatrices dejadas por los microfilos cuando estos se desprenden, que resultan en un patrón poligonal y regular. Barras de escala = 5 cm.

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carboníferas leonesas se debe, por encima de todo, a este singular grupo de plantas.

OTRAS PLANTAS Aunque en menor cantidad y con mucha menor diversidad que en el caso de los grupos anteriormente descritos, en las cuencas carboníferas leonesas aparecen otros grupos de plantas que, como las filicofitas, las pteridospermas, los equisetos y las licofitas, también prosperaron en los ambientes continentales húmedos del periodo Carbonífero.

Detalle de los patrones repetitivos presentes en la superficie de los tallos de algunas licofitas del Carbonífero y que derivan de la inserción de los micrófilos. Nótese que también puede apreciarse la marca correspondiente al haz vascular que inervaba cada uno de los micrófilos.

Barras de escala = 1 cm.

aéreas de las licofitas, adoptando una disposición helicoidal.

•Estructuras reproductoras: las licófitas desarrollaban estróbilos

Muchas de ellas guardan una estrecha relación con el grupo de las gimnospermas (plantas cuyas semillas no se forman dentro de un ovario cerrado, y por lo tanto carecen de fruto propiamente dicho); es el caso de los representantes carboníferos de las Cycadales, de las Cordaianthales, de las Dicranophyllales, y de un largo etcétera.

alargados o esféricos en los ápices de algunas ramas, a partir de micrófilos capacitados para desarrollar esporas (esporangios).

La mayoría de los autores argumentan que muchas de las licofitas del Carbonífero no finalizaban su crecimiento hasta que desarrollaban estróbilos y que, una vez hecho esto, completaban su ciclo vital y morían.

¿Cómo vivían?

Las enormes licofitas del periodo Carbonífero vivían en ambientes muy variados, si bien preferían las llanuras de inundación más o menos próximas a la costa, o bien las zonas de pie de monte recorridas por numerosos cursos de agua.

El crecimiento secundario de las licofitas provoca que los tejidos de sus tallos se organicen en capas; por ello, los fósiles de estos pueden mostrar patrones distintos en función de su grado de decorticación.

Debido a su gran tamaño, fueron grandes generadoras de biomasa, por lo que gran parte de los depósitos de carbón presentes en las cuencas

Dicranophyllum gallicum; extremo apical de un tallo repleto de hojas aciculares.

Bibliografía Alonso Herrero, E., Fernández Martínez, E., Rodríguez Fernández, L. R. y Matías Rodríguez, R. (2004). Guía geológica visual de León. Ed. Celarayn. 274 pp.

Castro Martínez, M. P. (2005). La flora estefaniense B de La Magdalena (León, España), un referente europeo. Cuadernos del Museo Geominero, 4. Instituto Geológico y Minero de España. 2 tomos.

Montero, A. y Wagner, R. H. (2008). Las floras terrestres a través de los tiempos geológicos. Museo de Paleobotánica de Córdoba. 80 pp.

Rodríguez Fernández, L. R. (1983). Evolución estructural de la Zona Cantábrica durante el Carbonífero. En: C. Martínez Díaz (ed.).

Carbonífero y Pérmico de España. X Congreso Internacional de Estratigrafía y Geología del Carbonífero. 151-162.

Wagner, R. H. (1971). The stratigraphy and structure of the Ciñera-Matallana coalfield (Prov. León, N. W. Spain). Trabajos de Geología, 4, 385-429.

Wagner, R. H. y Álvarez Vázquez, C. (2010). The Carboniferous floras of the Iberian Peninsula: A synthesis with geological connotations.

Review of Palaeobotany and Palynology. 239-324.

Para citar este artículo: Castaño de Luis, R. (2017). Una aproximación a la flora carbonífera a través de las cuencas mineras leonesas. GeoLaciana 2017. Aula Geológica Robles de Laciana. Pp: 17-24.

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Geomorfología del sector oriental de Laciana Procesos que modelan y transforman la superficie terrestre Á. Suárez Rodríguez y A. Rodríguez García Instituto Geológico y Minero de España. Unidad de León

L

a geomorfología, una de las disciplinas de la geología, estudia básicamente el origen y evolución de las formas (erosivas y depósitos) de la superficie terrestre. A mediados del siglo XIX fue acuñado el término “geomorfología”, sin embargo, el nacimiento de la geomorfología moderna se suele situar en los trabajos del geógrafo norteamericano William Morris Davis (1850-1934). Entre estos trabajos destaca el titulado “The geographical cycle” (1899), en el que se propone un modelo de evolución del relieve atendiendo a la estructura geológica, a los procesos geomorfológicos y al tiempo. Al igual que la geología, la geomorfología se ha especializado en

diferentes disciplinas. La mayoría de estas disciplinas atienden a los agentes (sustancias) y procesos (acciones) que modelan las distintas formas del relieve, como es el caso de la geomorfología tectónica, gravitacional, fluvial, glaciar, eólica, lacustre, litoral, de alteración química o antrópica. En el relieve del sector oriental de la comarca de Laciana llaman especialmente la atención las formas de origen gravitacional, glaciar y fluvial (ver Esquema Geomorfológico).

1 Geomorfología gravitacional La geomorfología gravitacional estudia las formas originadas por la acción de la

Figura 1. Sismicidad en la Comarca de Laciana (2017). Imagen de los terremotos de origen natural o inducidos por el hombre. Fuente: IRIS.

gravedad. En la superficie terrestre es frecuente que los materiales que la conforman se desplacen ladera abajo, son los denominados depósitos de ladera. Las principales características de estos depósitos son, en primer lugar, una escasa ordenación de los materiales o en todo caso una ordenación más baja que la producida por otros agentes y procesos como el agua o el viento, y, en segundo lugar, aunque la gravedad es el principal proceso movilizador de los materiales afectados, el desplazamiento se encuentra en numerosas ocasiones asistido por otros agentes y procesos geomorfológicos como el agua, el hielo o el viento.

Los factores que controlan la presencia o ausencia de los depósitos de ladera se pueden clasificar en factores condicionantes y desencadenantes. Los factores condicionantes o factores pasivos son las características intrínsecas del terreno.

Entre estos factores se encuentran el relieve, la litología y estructura de los materiales, el agua o la cubierta vegetal.

Los factores desencadenantes o factores activos son procesos que, una vez que se cumplen una serie de factores condicionantes, modifican el estado de esfuerzos, la resistencia de los materiales en el terreno, o la geometría del relieve. Entre estos factores se incluyen los terremotos (Fig. 1), las precipitaciones, así como la actividad antrópica.

El gran número de factores que condicionan y desencadenan depósitos de ladera provoca una gran variedad de depósitos. En el sector oriental de la comarca de Laciana

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Cicatriz o escarpe

Cabecera

Flanco

Pie Superficie de rotura

Escarpe secundario

Figura 3. Elementos geométricos de un movimiento de ladera (de tipo deslizamiento rotacional o slump).

Figura 2. Canchales en la ladera sureste del Muxivén (2017 m).

existen diferentes tipos de depósitos de ladera.

1.1 Depósitos de ladera fragmentarios Los canchales son depósitos constituidos por fragmentos de rocas acumulados al pie de escarpes rocosos. Es frecuente que estos depósitos presenten un cierto grado de ordenación, con los fragmentos de menores dimensiones en la parte superior de los del depósito y los de mayores dimensiones en la parte baja. Estos depósitos se originan por procesos de tipo desprendimiento fragmentario, es decir, por procesos de caída de uno o algunos fragmentos de rocas desde un escarpe

cabecera, los flancos y el pie del depósito movilizado (Fig. 3).

Con la denominación movimiento de ladera o movimientos en masa se hace referencia tanto al depósito como al proceso. Los movimientos de ladera pueden estar constituidos por rocas, derrubios o tierra. El término roca se aplica a masas de material compacto, mientras que derrubio se aplica a acumulaciones de fragmentos de los que más del 20% tienen un diámetro superior a los 2 mm de diámetro y tierra cuando menos del 20% tienen un diámetro superior a los 2 mm de diámetro. Los procesos que originan estos depósitos se pueden clasificar en varios tipos. En la zona de estudio destacan los siguientes.

Los desprendimientos masivos son procesos, en primer lugar, de caída de una masa de rocas relativamente coherente desde un escarpe rocoso y, en

segundo lugar, de impacto de esta masa con la ladera y disgregación en numerosos fragmentos (Fig. 4).

Los deslizamientos son movimientos de ladera que afectan a materiales cohesionados que suelen moverse en su conjunto, comportándose como una unidad en su recorrido. Los depósitos de deslizamiento se caracterizan por presentar poca deformación y desplazarse sobre una o varias superficies de rotura netas con intensa deformación. Por su parte, los flujos son movimientos que afectan a materiales con poca cohesión (arcillas, rocas muy alteradas, etc.) y que suelen tener un alto contenido en agua, comportándose como un fluido viscoso.

Los depósitos de flujo se caracterizan por una gran deformación y por superficies de rotura poco definidas. Existe una gradación desde los deslizamientos a los flujos dependiendo del contenido en agua, movilidad y evolución del

Figura 4. Desprendimiento masivo en la mina del Feixolín. (*)

rocoso. Entre los factores condicionantes que controlan estos procesos y depósitos destacan las fuertes pendientes o la resistencia mecánica de la roca, mientras que los factores desencadenantes destacan las precipitaciones y los ciclos de hielo-deshielo. En la zona de estudio destacan los canchales del Muxiven (Fig. 2).

1.2 Depósitos de ladera masivos Los depósitos de ladera masivos, movimientos de ladera o movimientos en masa son grandes masas de rocas, derrubios o tierra desplazadas masivamente y fundamentalmente por la acción de la gravedad. La correcta delimitación de un movimiento de ladera necesita reconocer una serie de elementos, como son la cicatriz, es decir, la línea que limita la superficie original del terreno con la superficie de rotura, así como la

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Figura 5 (arriba). Movimientos complejos y flujos en el entorno de Robles de Laciana. (*) Figura 6 (abajo). Avalancha de rocas en la ladera meridional del Pico la Orvia (1821 m).

Figura 7 (izquierda). Rotura confinada en el Puerto de Somiedo. Figura 8 (centro). Movimiento de ladera del Feixolín en el año 1991. Figura 9 (derecha). Cartografía histórica de fracturas en la carretera de acceso a la escombrera del Feixolín. Las fracturas representadas por las líneas azules se observaron en una imagen de 2008 y las representadas mediante líneas rojas, en imágenes de 2009 y 2010. (*)

movimiento. Los deslizamientos suelen moverse en conjunto. Un deslizamiento puede convertirse en un flujo a medida que el material pierde cohesión, incorpora agua y discurre por pendientes más fuertes. A estos movimientos se les suele denominar movimientos complejos (Fig. 5 y Esquema Geomorfológico).

Las avalanchas de rocas son movimientos de una masa de rocas relativamente coherente desde un escarpe rocoso que progresan como un flujo con una notable velocidad y poder destructivo. La diferenciación entre los desprendimientos masivos y avalanchas de rocas no es fácil ya que existe una transición gradual entre ambos tipos de procesos; se asume que la relación “área fuente/área del depósito”, en los desprendimientos masivos es ~1 y en las avalanchas de rocas <1 (Fig. 6).

Las roturas confinadas son movimientos interpretados a partir de una cicatriz que afecta únicamente a la cabecera del movimiento, sin llegar a producir una rotura generalizada (Fig. 7).

1.3 Riesgos geológicos Los movimientos de ladera son un riesgo geológico, de origen natural o inducido, que pueden provocar daños sociales y económicos por afectar a actividades humanas e infraestructuras, pudiendo afectar a núcleos de población, edificaciones, vías de comunicación, conducciones de abastecimiento, cauces o embalses. La frecuencia y magnitud de estos procesos se va incrementando progresivamente en nuestro planeta debido a actividades humanas como la deforestación, la minería o la expansión urbana. Es difícil predecir la ocurrencia de movimientos de ladera, sin embargo, se pueden tomar medidas para reducir el riesgo de movimientos de ladera. Entre estas medidas se encuentran, en primer lugar, la cartografía de detalle de los movimientos y sus formas precursoras y, en segundo lugar, la monitorización o seguimiento de su evolución. En los casos especialmente críticos, las administraciones públicas deberán usar medidas de ingeniería para la estabilización de las

laderas y/o regular los usos del suelo.

Entre las medidas estabilizadoras se encuentran las modificaciones en la geometría de los taludes, del drenaje o la incorporación de elementos estructurales resistentes (anclajes, muros, etc.); por otra parte, en los casos en los que no sea posible aplicar medidas ingenieriles ni regular los usos del suelo se pueden realizar campañas de información a la población afectada así como llevar a cabo instalaciones de sistemas de alarma.

1.4 Los movimientos de ladera y la actividad antrópica La actividad antrópica puede modificar de forma importante el estado de esfuerzos y, en consecuencia, la resistencia de los materiales. Entre estas actividades se debe prestar especial atención a las que incrementen la pendiente (carreteras, cimentaciones, canteras, minería a cielo abierto, escombreras, etc.), o la carga (escombreras, rellenos, construcciones, etc.);

Figura 10 (arriba). Escarpe de fractura en la escombrera del Feixolín (año 2016), en las proximidades de la cabecera del actual movimiento en masa.

Figura 11 (derecha). Estructuras de deformación recientes en el movimiento de ladera del Feixolín, situadas en el nivel 6, en la zona de la bocamina del piso sexto de la antigua explotación minera.

Figura 12 (abajo). Evidencias de inestabilidades gravitacionales recientes en la localidad de Orallo. Son pequeñas ondulaciones y escalones en el prado superior.

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Figura 13 (izquierda). Valle glaciar de San Miguel. Figura 14 (derecha). Valle glaciar colgado de Valbuena (tributario del valle de San Miguel).

impliquen una pérdida de soporte (minería de interior, etc.); o modifiquen la estructura de los materiales (voladuras), las condiciones hidrológicas (embalses, irrigaciones, filtraciones, etc.), la cobertera vegetal (sobreexplotación, incendios, etc.) o los usos del suelo.

Una de las influencias antrópicas más llamativas en la estabilidad de las laderas es la adicción de carga, frecuentemente escombreras, sobre movimientos de ladera relictos y su posterior reactivación.

Este proceso se ha observado en la zona de estudio en la explotación minera del Feixolín (Esquema Geomorfológico). En imágenes anteriores al inicio de las actividades en la explotación minera del Feixolín ya se observa un movimiento de ladera (año 1991) (Fig. 8). En imágenes posteriores, la carretera de acceso a la explotación se observa sin grietas (año 2006), con grietas (año 2008) y con un desprendimiento masivo (año 2010). La cartografía histórica de las fracturas parece mostrar un patrón de expansión hacia el pie del movimiento (años 20082009-2010) (Fig. 9). Por último, en la escombrera de la explotación minera del Feixolín se han observado (año 2016) escarpes de fractura con una geometría

(localización y dimensiones) correlacionable en profundidad con la cicatriz supuesta del movimiento de ladera previo a la explotación minera (Fig. 10).

Los datos anteriores indican que el movimiento de ladera del Feixolín se encuentra activo (Fig. 11 y 12) y parecen indicar (a falta de más datos) su reactivación por un proceso de sobrecarga generado por la escombrera de la explotación.

2 Geomorfología glaciar 2.1 Evidencias de un modelado glaciar en el sector oriental de la comarca de Laciana El sector oriental de la comarca de Laciana presenta una relativa abundancia de formas glaciares. Estas formas muestran que este sector, a pesar de encontrarse en la vertiente sur de la Cordillera Cantábrica, presentó un desarrollo muy importante de masas de hielo (Vidal Box, 1943; Castañón Álvarez, 1989; Alonso, 1992 y 1998; Menéndez Duarte, 1994; Menéndez Duarte y Marquínez, 1996; Frochoso Sánchez y Castañón Álvarez, 1998; García de Celis

y Martínez Fernández, 2002; Alonso y Suárez Rodríguez, 2004; Rodríguez Pérez, 2009; Santos González, 2010 y Jalut et al., 2010). A continuación se describen brevemente las formas erosivas y depósitos de origen glaciar más representativas de la zona de estudio.

2.1.1 Formas erosivas Los valles en U o en artesa se asocian frecuentemente a valles modelados por lenguas de hielo; cuando la lengua de hielo retrocede, aflora un valle con laderas abruptas y un fondo plano. Este origen debe confirmarse con otras formas y depósitos de origen glaciar ya que, en ocasiones, los valles en artesa pueden estar modelados por procesos fluviales. Los principales valles glaciares de la zona de estudio son, de oeste a este, los valles de Orallo, San Miguel, Sosas, la Braña, del Puerto y del Sil (Fig. 13).

Los valles colgados son valles tributarios que confluyen con el valle principal mediante un cambio brusco de pendiente denominado umbral. Este cambio brusco de pendiente es debido al diferente volumen de hielo y de detritos

Figura 15 (izquierda arriba). Cabecera y límite de valle glaciar en el valle de Sosas. Figura 16 (izquierda abajo). Lago Chagunona al pie del Pico de Elena (1999 m). Figura 17 (derecha). Estrías glaciares en un afloramiento próximo a Villager de Laciana (1130 m).

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Figura 18 (izquierda). Till en un afloramiento próximo a Villager de Laciana (1130 m). Figura 19 (derecha). Morrena frontal en el valle del Campo de la Vega (1300 m).

de los valles principal y tributario y, en consecuencia, a las diferentes tasas de excavación de los dos valles (Fig. 14).

En los valles glaciares es frecuente observar cambios de pendiente que pueden ser interpretados como la cota alcanzada por el máximo espesor de la lengua de hielo. A estos cambios de pendiente se los denomina límite de valle glaciar (Fig. 15).

del flujo del hielo; las rocas aborregadas también indican el sentido, siendo la ladera de menor pendiente la que se opone al avance del hielo. En la zona de estudio, estas formas erosivas son más frecuentes en materiales silíceos ya que en los materiales carbonatados los procesos de disolución las borran rápidamente.

2.1.2 Depósitos glaciares

En los modelados glaciares es frecuente reconocer zonas deprimidas, denominadas cubetas de sobreexcavación, limitadas pendiente abajo por cambios bruscos de pendiente, denominados umbrales (Fig. 16). En las masas de hielo se puede diferenciar una zona de acumulación de nieve y hielo en las cotas más elevadas y una zona de ablación o fusión de hielo en las cotas más inferiores; en las zonas de acumulación el flujo del hielo suele converger con el sustrato rocoso, erosionando las cubetas de sobreexcavación. Estas formas también se pueden originar por cambios en la velocidad del flujo del hielo. En la actualidad, las cubetas de sobreexcavación suelen estar ocupadas por lagos o turberas.

Los depósitos de origen glaciar o till frecuentemente son depósitos con fragmentos heterogéneos en composición (carbonatados y silíceos en la zona de estudio), tamaño (arcillas, arenas, gravas y bloques), forma (angulosos, subredondeados), desorganizados (sin o con escasa estratificación) y sin compactar. Estás características permiten diferenciarlos de depósitos de ladera (depósitos con fragmentos angulosos y con sus ejes largos paralelos a la ladera) o fluviales (depósitos con cantos redondeados, homogéneos en tamaño y organizados en estratos). En la zona de estudio se han identificado numerosos depósitos que han sido interpretados como till (Fig. 18 y Esquema Geomorfológico).

Las superficies pulidas son afloramientos rocosos intensamente erosionados por la acción del hielo. Las estrías glaciares son surcos paralelos y normalmente de longitud métrica y profundidad milimétrica, resultado de la erosión del sustrato de una lengua glaciar por parte de los sedimentos atrapados en el hielo (Fig. 17). Por su parte, las rocas aborregadas son lomas rocosas, normalmente de dimensiones decamétricas, y con laderas de pendientes asimétricas. Estas formas son buenos indicadores de la dirección

En ocasiones los depósitos de till se disponen formando cordones alargados denominados morrenas. Estas formas se denominan morrenas frontales, laterales o de fondo, según se hayan originado en los límites frontal, lateral, o de fondo de las lenguas de hielo. Es frecuente que el retroceso de una lengua de hielo abandone varias morrenas subparalelas, denominadas complejos morrénicos. En la zona de estudio destacan las morrenas de Piedrafita de Babia y del Campo de la Vega (Fig. 19).

en la Laguna del Castro (Villaseca de Laciana, 1303 m) (Fig. 20).

Los depósitos acumulados por las aguas de fusión glaciar, por delante de las lenguas de hielo, se denominan depósitos fluvioglaciares. La presencia de estos depósitos marca la transición desde un medio glaciar a un medio fluvial. Es frecuente que las cubetas de sobreexcavación glaciar se rellenen, además de con depósitos puramente glaciares, con depósitos fluvioglaciares (Fig. 21).

2.2 Fases glaciares Este modelado glaciar es el resultado de diferentes etapas frías desde el Pleistoceno (2,59 Millones de años10.000 años) hasta la actualidad. Los

2.1.3 Depósitos fluvioglaciares En el frente de las lenguas de hielo, las aguas de fusión glaciar se acumulaban en cubetas de sobreexcavación o en depresiones represadas por complejos morrénicos, originando los denominados lagos proglaciares. Actualmente uno de estos lagos se puede seguir observando

Figura 20 (arriba). La Laguna de Castro (1303 m) se localiza entre dos morrenas frontales del antiguo glaciar de la Braña.

Figura 21 (abajo). Depósitos glaciares y fluvioglaciares en el Puente de las Palomas (1235 m).

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Figura 22 (izquierda). Collados de transfluencia glaciar entre los picos la Regada (1954 m), Aspía (1972 m), Asta (2078 m) y Cornón (2188 m). Figura 23 (centro). Collado de difluencia glaciar (1343 m). En este collado el glaciar de valle del Puerto difluía en dos ramas divergentes, una hacia la localidad de Vega de Viejos y otra hacia el glaciar del Campo de la Vega. Figura 24 (derecha). Cabecera de glaciar de valle entre el Alto Prefustes (1858 m) y el Alto de las Tres Cruces (1849 m). (*)

glaciares que se formaron en la última etapa fría del Pleistoceno (110.000 años10.000 años), desaparecieron hace aproximadamente 10.000 años.

Posteriormente, en el Holoceno (10.000 años-actualidad), concretamente en la Pequeña Edad de Hielo (años 16501850), se formaron nuevas masas de hielo glaciar en las zonas más elevadas.

Los glaciares que se formaron en estas etapas desaparecieron, sin embargo, dejaron diversas formas erosivas y depósitos como prueba de su existencia.

Los diferentes estudios geomorfológicos realizados en el sector oriental de la comarca de Laciana han permitido establecer tres etapas principales (Modelo 1): una etapa de máxima expansión del hielo en la que se llegó a formar un pequeño casquete glaciar que drenaba hacia los valles del Luna y Sil

(Fase 1), una etapa de glaciares de valle en la que se diferenciaron varias cabeceras glaciares (Fase 2), y una última etapa de cabecera con morrenas de nevero y glaciares rocosos (Fase 3).

2.2.1 Fase 1. El casquete glaciar Durante esta fase, la zona de estudio estaba cubierta por un casquete glaciar.

Los casquetes glaciares son básicamente grandes extensiones de hielo que cubren gran parte del territorio, dejando aflorar algunos picos y aristas principales, presentando cuencas de acumulación interconectadas por áreas de transfluencia y lenguas de hielo con áreas de confluencia y difluencia, etc. En la zona de estudio, durante esta fase, los picos y aristas principales se encontraban en el Cornón (2188 m) y Muxivén (2027 m). Se trataba de picos y aristas relativamente

rocosos y poco redondeados, con cotas que sobrepasan los 1900 m y aflorantes por encima del casquete glaciar. En la red de aristas se reconocen collados amplios y suaves que se han interpretado como zonas de transfluencia glaciar, es decir, divisorias con acumulación de hielo y flujo divergente (Fig. 22). Existen otros collados que se han interpretado como zonas de difluencia glaciar, es decir, zonas donde un glaciar de valle diverge en dos o más ramas (Fig. 23).

2.2.2 Fase 2. Los glaciares de valle.

Durante esta fase, la zona de estudio presentaba distintos glaciares de valle.

Estos glaciares son básicamente lenguas de hielo que proceden de una zona de acumulación denominada circo glaciar y que fluyen ladera abajo. En el área de estudio se pueden reconocer picos y

GP

GS

DG

Modelo 1: Evolución de la dinámica glaciar en el sector oriental de Laciana y en el extremo occidental de Babia. 1Fase de casquete glaciar; 2- Fase de glaciares de valle; 3- Fase de remisión glaciar e inicio de condiciones periglaciares. GP-Glaciar del Puerto, GSGlaciar del Sil; DG-Difluencia glaciar.

32

Figura 25. Canchales, morrenas de nevero y glaciar rocoso en la ladera suroeste del Muxivén (2017 m).

Figura 26 (izquierda). Movimiento de ladera en el valle de San Miguel. Figura 27 (centro). Erosión remontante por procesos de escorrentía superficial y gravitacionales en el Prado de Valbuena (Valle de San Miguel). Figura 28 (derecha). Captura del valle de la Braña, condicionada por la existencia de movimientos de ladera. (*)

aristas secundarios. Se trata de picos y aristas relativamente poco rocosos y redondeados y con cotas que generalmente no sobrepasan los 1900 m. Estas formas se interpretan como relieves subyacentes al casquete glaciar de Fase 1 y como relieves laterales de los glaciares de valle de Fase 2. Los circos glaciares son zonas de acumulación de hielo y nieve limitados por escarpes rocosos y caracterizados por la presencia de cubetas de sobreexcavación glaciar y umbrales rocosos. Como se puede observar en el Esquema Geomorfológico, en la red de aristas no se han diferenciado circos glaciares debido a la dificultad de diferenciar tramos escarpados y relacionados espacialmente con cubetas de sobreexcavación. Este hecho se puede interpretar como un suavizado generalizado de la mayoría de las aristas por parte del casquete glaciar de Fase 1 y una sobreexcavación moderada por parte de los glaciares de valle de Fase 2 (Fig. 24).

intersticial. Los ambientes que presentan estas características se denominan medios periglaciares.

Durante esta fase, las masas de hielo y nieve se limitaron a las cabeceras de los antiguos glaciares de valle. En estas cabeceras se originaron acumulaciones de fragmentos de rocas dispuestos en cordones alargados, denominadas morrenas de nevero. Estas formas se originan a partir de caídas de fragmentos de rocas desde los escarpes rocosos próximos a un nevero; posteriormente estos fragmentos deslizan sobre el nevero y se acumulan en el límite inferior del nevero (Fig. 25).

Adicionalmente, las masas de hielo y nieve se fueron reduciendo hasta el punto de conservarse tan solo en los glaciares rocosos. Estos depósitos son acumulaciones de fragmentos de rocas con múltiples lóbulos y cordones arqueados a favor de la pendiente y se interpretan como acumulaciones de

derrubios con hielo intersticial que fluyen a tasas inferiores a las de los glaciares. Los glaciares rocosos de la zona de estudio están formados por fragmentos cuarcíticos, presentan orientaciones norte y son formas inactivas y sin hielo intersticial (Fig. 25).

2.3 Geomorfología gravitacional versus geomorfología glaciar Numerosos autores han sugerido que los grandes movimientos de ladera localizados en los valles glaciares deben tener su origen en las modificaciones geométricas de las laderas originadas por la erosión glaciar. En este sentido, en los valles glaciares en U del sector oriental de la comarca de Laciana, los mecanismos de expansión lateral de las laderas, por descarga asociada a la deglaciación, han debido determinar el origen de numerosos movimientos de ladera de grandes dimensiones, hasta conseguir laderas con pendientes en equilibrio con las nuevas condiciones ambientales (Fig. 26).

2.2.3 Fase 3. Morrenas de nevero y glaciares de rocas.

Durante la fase 3, las condiciones climáticas ya no permitían la acumulación de grandes masas de hielo y nieve, limitándose esta acumulación a neveros estacionales o a depósitos con hielo

Figura 29. Perfil de equilibrio (arriba) y perfil en desequilibrio en un perfil longitudinal de un curso fluvial. Fuente: http://www.scielo.org

Figura 30. Knickpoint en la confluencia entre el valle glaciar colgado del Prado de Valbuena y el valle glaciar principal de San Miguel. (*)

33

Figura 32: Vista de la fuerte incisión fluvial del río Sil (82 metros) en el Puente de las Palomas, al este de Villaseca de Laciana.

Figura 31. Detalle del knickpoint y la incisión fluvial asociada en el Puente de las Palomas (1235 m). (*)

3 Geomorfología fluvial En el modelado del sector oriental de la comarca de Laciana también destacan las formas y procesos fluviales. A continuación se describen brevemente los más singulares.

Se denomina erosión remontante al conjunto de procesos por los cuales un curso fluvial se extiende aguas arriba (extendiendo la cabecera de su valle). Los principales procesos que provocan la erosión remontante de un curso fluvial son los procesos gravitacionales y la escorrentía superficial. Los movimientos de ladera favorecen la erosión remontante, en primer lugar provocando el retroceso de las laderas y, en segundo

lugar, disminuyendo la cohesión de los materiales afectados por la escorrentía superficial. Por su parte, la denominación escorrentía superficial hace referencia al agua de lluvia o de fusión de nieve que fluye sobre la superficie del terreno. Este flujo de agua es uno de los principales responsables del modelado de redes de surcos erosivos denominados cárcavas (Fig. 27). La presencia de cárcavas depende de la permeabilidad del suelo (a menor permeabilidad mayor erosión), de la cohesión del suelo y de la vegetación.

Cuando los procesos de erosión remontante afectan a la divisoria entre dos cuencas hidrográficas se puede llegar a producir una captura fluvial. Una captura fluvial es el desvío de las aguas de

un curso fluvial hacia otro curso vecino, dejando al río capturado sin caudal aguas abajo del punto de captura. El curso resultante suele tener en el tramo de captura una geometría típica denominada codo de captura en la que los dos cauces, el capturado y el que captura, intersectan con un ángulo de aproximadamente 90º (Fig. 28).

Todo curso fluvial tiende a adquirir un perfil longitudinal de equilibrio, es decir, una pendiente en la que solo haya transporte. El perfil de equilibrio teórico presenta una forma cóncava y tendencia asintótica hacia las cotas superiores (eje vertical) y hacia el nivel de base (eje horizontal). Sin embargo, los perfiles de equilibrio presentan frecuentemente cambios bruscos de pendiente, denominados knickpoints. Estos knickpoints pueden tener un origen litológico

Figura 33 (izquierda). Vista general del paleorrelieve pre-cuaternario. Figura 34 (derecha). Valle del río Luna entre Piedrafita de Babia (derecha) y Quintanilla de Babia (izquierda). (*)

34

de los cursos fluviales. Muchas de estas formas fluviales son knickpoints heredados con procesos fluviales erosivos asociados que adaptan un modelado glaciar (umbrales y valles colgados de origen glaciar) a los perfiles de equilibrio de la actual red de drenaje (Fig. 30).

3.1 La incisión fluvial del Puente de las Palomas

Figura 35: Vista panorámica del valle del río Luna entre las localidades de Piedrafita de Babia y Quintanilla de Babia.

(diferente erodabilidad de los materiales), tectónico (escarpes de falla), eustático (descenso del nivel de base) o heredado (paleorrelieves) (Fig. 29).

Adicionalmente, cualquier knickpoint será un tramo en desequilibrio que será modificado por procesos de erosión o sedimentación hasta alcanzar de nuevo el perfil de equilibrio. En este sentido,

numerosos knickpoints presentan asociados importantes procesos gravitacionales y fluviales erosivos, provocando la incisión de los cursos fluviales y el retroceso de las laderas adyacentes.

En la zona de estudio se observan numerosas cascadas, rápidos e incisiones

Los knickpoints más llamativos de la zona de estudio se localizan en el Puente de las Palomas (1235 m), conectando las cuencas alta y baja del río Sil (Fig. 31 y 32). En esta localidad se puede observar una fuerte incisión fluvial (82 m en el Puente de las Palomas) asociada a un cambio brusco de pendiente en los cauces del río Sil y del arroyo Charcón.

Estos knickpoints drenan una superficie de topografía suave limitada por cambios bruscos de pendiente. Esta superficie se puede interpretar como un paleorrelieve (Vidal Box, 1943; Van den Bosch, 1969; Peláez González, 2013), posiblemente pre-cuaternario.

La evolución geomorfológica de esta localidad se puede interpretar en tres etapas.

3.1.1 Etapa 1 La distribución de cotas de este paleorre-

Figura 36. Tramo fluvio-glaciar del río Sil en el entorno de Villaseca de Laciana (1105 m).

35

Figura 37. Perfil longitudinal de los ríos Sil y Luna entre los embalses de Las Rozas-Villablino (a la izquierda) y Los Barrios de Luna (a la derecha).

lieve pre-cuaternario parece indicar una pendiente general hacia el este (Fig. 33) y, en consecuencia, un drenaje de la cuenca alta del Sil (o paleo-Luna) hacia el este, es decir, hacia la cuenca del río Luna.

Este drenaje explicaría, en parte, la amplitud del valle del río Luna en el entorno de Piedrafita y Cabrillanes, difícilmente explicable por el escaso caudal del actual río Luna (Fig. 34 y 35).

3.1.2 Etapa 2 El paleorelieve pre-cuaternario estaría modificado por los procesos glaciares cuaternarios ya descritos. Las reconstrucciones glaciares realizadas para la zona

de estudio por diversos autores atendiendo a las formas y depósitos glaciares (Alonso y Suárez Rodríguez, 2004; Santos González y Fernández Martínez, 2011; entre otros), indican en esta etapa un drenaje de la cuenca alta del río Sil hacia el oeste (Fig. 36).

Esta captura fluvial se encuadra dentro de un conjunto de capturas realizadas por el río Sil debido a la mayor pendiente del perfil longitudinal y, en consecuencia, mayor grado de erosión remontante de este río respecto al río Luna (Fig. 37).

3.1.3 Etapa 3 Actualmente, el retroceso de los knickpoints mencionados y laderas

Figura 38. Tramo fluvial (perfil en V) del río Sil en el entorno del Puente de las Palomas (1235 m).

adyacentes está disectando tanto los depósitos glaciares aflorantes en el Puente de las Palomas como el paleorrelieve pre-cuaternario (Fig. 38). (*)- Los modelos digitales representados en las figuras 4, 5, 7, 8, 9, 22, 23, 24, 26, 27, 28, 30, 31, 33 y 34 han sido tomados de Google Earth.

AGRADECIMIENTOS Los autores agradecen a las doctoras Victoria Alonso y Rosana Menéndez (Universidad de Oviedo) sus aportaciones y comentarios sobre la Geomorfología de la zona, y a el Aula Geológica Robles de Laciana por su colaboración en la preparación de este trabajo.

Bibliografía Alonso, V. (1992). Geomorfología de las cabeceras de los ríos Narcea, Navia y Sil y del Parque Nacional de la Montaña de Covadonga (NO de la Península Ibérica). Tesis doctoral, Univ. de Oviedo. 366 pp.

Alonso, V. (1998). El glaciarismo en la comarca de Laciana y alrededores. Zona occidental de la Cordillera Cantábrica. En: Las huellas glaciares de las montañas españolas (A. Gómez Ortiz y A. Pérez Alberti, Eds.) Universidade de Santiago de Compostela, Santiago de Compostela, 139-160.

Alonso, V. y Suárez Rodríguez, Á. (2004). Evidencias geomorfológicas de la existencia de un pequeño casquete glaciar en la Comarca de Babia Alta (Cordillera Cantábrica). Revista de la Sociedad Geológica de España, 17 (1-2), 61-70.

Castañón Álvarez, J.C. (1989). Las formas de relieve de origen glaciar en los sectores central y oriental del macizo asturiano. Tesis doctoral (inédita). Departamento de Geografía, Universidad de Oviedo, 1-787.

Frochoso Sánchez, M. y Castañón Álvarez, J.C. (1998). El relieve glaciar de la Cordillera Cantábrica. En: Las huellas glaciares de las montañas españolas (A. Gómez Ortiz y A. Pérez Alberti, Eds.) Universidade de Santiago de Compostela, Santiago de Compostela, 65137.

García de Celis, A. y Martínez Fernández, L.C. (2002). Morfología glaciar de las montañas de la cuenca alta de los ríos Sil, Omaña, Luna y Bernesga: revisión y nuevos datos (Montaña Occidental de León). En: El modelado de origen glaciar en las montañas leonesas (J.M. Redondo Vega, Coord.) Universidad de León, León, 137-196.

Jalut, G., Turu I Michels, V., Dedoubat, J.J., Otto, T., Ezquerra, J., Fontugne, M., Belet, J.M., Bonnet, L., García de Celis, A., Redondo Vega, J.M., Vidal Romaní, J.R. y Santos, L. (2010). Palaeoenvironmental studies in NW Iberia (Cantabrian range): vegetation history and synthetic approach of the last deglaciation phases in the western Mediterranean. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 297 (2), 330-350.

Menéndez Duarte, R. (1994). Geomorfología del área de Somiedo (Cordillera Cantábrica, N de España). Aplicaciones de los Sistemas de Información Geográfica al estudio del relieve. Tesis doctoral (inédita). Universidad de Oviedo, 254 pp.

Menéndez Duarte, R. y Marquínez, J. (1996). Glaciarismo y evolución tardiglaciar de las vertientes en el valle de Somiedo, Cordillera Cantábrica. Cuaternario y Geomorfología, 30 (3-4), 21-31.

Peláez González, L. (2013). Caracterización geomorfológica del curso alto del río Sil (León-Cordillera Cantábrica). Trabajo Fin de Master.

Rodríguez Pérez, C. (2009). Geomorfología de la montaña astur-leonesa entre los puertos de Ventana y de Somiedo. Tesis doctoral.

Departamento de Geografía, Universidad de Oviedo, 1- 365.

Santos González, J. (2010). Glaciarismo y periglaciarismo en el Alto Sil. Tesis doctoral (inédita). Universidad de León, León, 1- 689.

Santos González, J. y Fernández Martínez, E. (2011). Guía de campo: Patrimonio geológico en las Reservas de la Biosfera del Valle de Laciana y de Babia (León). En: E. Fernández Martínez y R. Castaño de Luis (Eds). Avances y retos en la conservación del patrimonio geológico de España. IX Reunión Nacional de la Comisión de Patrimonio Geológico (Sociedad Geológica de España). 279-293.

Van Den Bosch, W.J. (1969). Geology of the Luna-Sil region, Cantabrian Mountains (NW Spain). Leidse Geologische Mededelingen, 44, 137-225.

Vidal Box, C. (1943). Notas previas a un estudio morfológico y geológico de la cuenca del río Sil, cuencas de Laciana y Babia Alta (provincia de León). Revista de la Real Academia de Ciencias de Madrid, 37, 95-117.

Para citar este artículo: Suárez Rodríguez, A. y Rodríguez García, A. (2017). Geomorfología del sector oriental de Laciana. Procesos que modelan y transforman la superficie terrestre. GeoLaciana 2017. Aula Geológica Robles de Laciana. Pp: 25-36.

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NOTAS

1

Del Aula Geológica a Geolaciana. Iniciativas innovadoras en la comarca de Laciana José Francisco Fernández Gatón, Policarpo Fernández López y Rafael Roy Rodríguez

3

Rasgos geológicos del sinclinal de La Vega de los Viejos. Formaciones del Paleozoico y estructura varisca José María Toyos

9

Rocas ígneas en cuencas carboníferas estefanienses. Los pórfidos graníticos del Feixolín-Villablino (Zona Cantábrica, León) Luis González Menéndez, Gloria Gallastegui, Andrés Cuesta y Rodrigo Castaño de Luis

17

Una aproximación a la flora carbonífera a través de las cuencas mineras leonesas Rodrigo Castaño de Luis

25

Geomorfología del sector oriental de Laciana. Procesos que modelan y transforman la superficie terrestre Ángela Suárez Rodríguez y Augusto Rodríguez García