GeoLaciana 2018 by GeoLaciana

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II Jornadas de Geología del Aula Geológica Robles de Laciana

GeoLaciana 2018

GeoLaciana 2018 II JORNADAS DE GEOLOGÍA DEL AULA GEOLÓGICA ROBLES DE LACIANA Robles de Laciana (León), 3-6 de julio de 2018 ORGANIZADORES:

Aula Geológica Robles de Laciana

Asociación Amigos de Sierra Pambley

Instituto Geológico y Minero de España

PATROCINADORES:

Diputación de León

Ayuntamiento de Villablino

Instituto Leonés de Cultura

Ayuntamiento de Murias de Paredes

Junta de Castilla y León

Museo de León

Ayuntamiento de Cabrillanes

Real Jardín Botánico de Córdoba

Ayuntamiento de San Emiliano

Asociación Cuatro Valles

Junta Vecinal de Robles de Laciana

Museo Geominero

CaixaBank

COLABORADORES: -Asociación Cultural El Roble -Centro de Turismo Rural La Bolera -Hotel La Brañina -Hotel Orquídea Real -Albergue Turístico El Cordal de Laciana -Hotel Rural La Campanona -Laciana Natura

-Aparthotel Portal de León -Hostal La Terraza -Albergue Turístico Francisco Giner de los Ríos -Escuela de Esquí Leitariegos -Radio Laciana -Informática Laciana

Edita: Asociación Amigos de Sierra Pambley. Plaza Luis Mateo Díez, s/n. Villablino, 24100, León. Tfno. 987471984 Coordinación, diseño y maquetación: Rodrigo Castaño de Luis ISBN: 978-84-09-02527-5 Depósito Legal: LE 254-2018 © De este volumen: Asociación Amigos de Sierra Pambley. Aula Geológica Robles de Laciana © De los textos, fotografías y figuras: sus respectivos autores

Imágenes de portada: - Canchales y glaciar rocoso en el pico Muxivén - Espeleotemas en la cueva La Ensancha (Lumajo) - Cristales de dolomita recubiertos de óxidos de hierro

La propiedad intelectual de los textos, figuras e imágenes contenidos en este volumen corresponde exclusivamente a sus autores. 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.

La colección de Paleobotánica del Jardín Botánico de Córdoba Pasado, presente y futuro C. Álvarez-Vázquez Centro Paleobotánico; Jardín Botánico de Córdoba

a colección de fósiles vegetales del Centro Paleobotánico del Jardín Botánico de Córdoba está formada por más de 120,000 piezas de todas las edades geológicas. Es la colección de paleobotánica más importante del país y una de las más grandes de Europa, además de ser la más completa del mundo para el Carbonífero español: del total de piezas, unas 117,000 proceden de yacimientos españoles. En la colección hay fósiles de casi todos los yacimientos del Carbonífero conocidos en España, pero hay un claro dominio de los que proceden de los pisos Westfaliense y Estefaniense (más del 89%), ya que la recogida de muchos de los ejemplares estuvo ligada a la realización de estudios geológicos relacionados con la minería de carbón. Un dato a destacar es que la colección incluye el material de referencia de los tres subpisos inferiores del Estefaniense (Cantabriense, Barrueliense y Saberiense), cuyos estratotipos están definidos en las provincias de León y Palencia.

Estratotipo del Barrueliense en Barruelo de Santullán (Palencia).

Molino de la Alegría, sede del Museo de Paleobotánica del Jardín Botánico de Córdoba.

El traslado de la colección a Córdoba se reguló mediante un contrato de donación firmado el 23 de abril de 1983 entre Roberto Wagner y el Ayuntamiento de Córdoba, por el que se creó un Centro Paleobotánico dentro del Jardín Botánico de Córdoba. Los principales objetivos del Centro eran (y siguen siendo) conservar, investigar, aumentar y divulgar las 60.000 piezas que se donaban, estableciéndose también que una parte de la colección debía ser destinada a exposición pública en un museo. El Museo de Paleobotánica se inauguró el 11 de julio de 2002 gracias a la financiación de la Fundación ENRESA, que posibilitó la restauración de un molino renacentista,

el Molino de la Alegría, situado en la ribera del río Guadalquivir. La exposición de paleobotánica se puede visitar en las dos plantas añadidas en la primera parte del siglo XX a este molino, al que se accede desde el Jardín Botánico por una pasarela. Como complemento de la colección de fósiles, el Centro Paleobotánico dispone de una extensa biblioteca con libros, revistas y artículos paleobotánicos de todas las edades geológicas, pero sobre todo del Carbonífero y Pérmico. Esta excepcional biblioteca es el complemento indispensable para investigar y divulgar la colección de fósiles.

Biblioteca de Paleobotánica.

La colección antes de la donación (pasado) La colección comienza a formarse con las campañas de campo que Whilhelmus J. Jongmans, un reputado paleobotánico holandés que había sido Director del Geologisch Bureau voor het Nederlandse Mijngebied (Servicio Geológico para el Distrito Minero de los Países Bajos), realizó entre 1947 y 1957 por diferentes cuencas carboníferas españolas. Jongmans viajó por primera vez a España en 1947 motivado por el interés que tenía en explorar distintas áreas del sur de Europa y norte de África para estudiar sus floras fósiles con la idea de encontrar el paleoecuador del Carbonífero y establecer la posición de los trópicos. Jongmans conocía la teoría de Wegener sobre la deriva de los continentes, precursora de la tectónica de placas, pero partía de la creencia de que las grandes acumulaciones de materia vegetal que se convirtieron en capas de carbón debían haberse originado en áreas de clima templado. En la actualidad se admite de

forma unánime que los grandes depósitos de carbón de Europa y Norteamérica se generaron en zonas tropicales. La oportunidad de viajar a España se la brindó el ingeniero de minas asturiano Ignacio Patac, profesor de la Escuela de Capataces de Minas de Mieres y uno de los pioneros en la investigación carbonífera del noroeste de España. Patac mantenía una polémica con Luis de Adaro, también ingeniero de minas, por discrepancias en la edad del yacimiento de La Camocha (Gijón). La teoría de Patac era que La Camocha pertenecía al Uraliense asturiano, es decir, al Estefaniense, mientras que Adaro tenía razones tectónicas para atribuir este yacimiento al Hullero inferior, lo que ahora sería el Westfaliense inferior. Patac invitó a Jongmans a recoger muestras de flora fósil en la mina de La Camocha, y así pudo comprobar que Adaro tenía razón: el yacimiento de La Camocha pertenecía al Westfaliense inferior. Esta conclusión no fue aceptada por Patac, y las investigaciones de Jongmans

W.J. Jongmans y R.H. Wagner paseando por Gijón en 1952.

en España hubieran terminado en ese mismo momento si no se hubiera puesto en contacto con el Catedrático de Paleontología de la Universidad Central de Madrid (ahora Universidad Complutense), Bermudo Meléndez, que hizo ver al Consejo Superior de Investigaciones Científicas el gran potencial que tenían las investigaciones de Jongmans. El CSIC organizó y financió los viajes posteriores de Jongmans y su alumno, Roberto H. Wagner, por la mayoría de las cuencas carboníferas activas en esa época: Cuenca Central Asturiana, Tineo, Villablino, La Magdalena, Barruelo, Valdeinfierno, Peñarroya, Villanueva del Río y Minas, Viar, Puertollano, Henarejos y el Pirineo. Estas campañas de campo posibilitaron que poco a poco se pudieran empezar a situar las distintas floras carboníferas españolas en el contexto europeo. Los varios miles de fósiles recogidos durante estos años por Jongmans y Wagner fueron trasladados en su totalidad a la sede del Geologisch Bureau en Heerlen (Holanda), con el compromiso verbal entre Jongmans y Meléndez de que la mayor parte de los mismos volverían de nuevo a España una vez finalizara su estudio. Jongmans (sólo o con otros autores) publicó entre 1950 y 1957 varios artículos con los resultados preliminares de sus investigaciones, pero los estudios que se estaban realizando quedaron inconclusos debido a su fallecimiento en 1957. Cuando Roberto Wagner se traslada en 1960 a la Universidad de Sheffield (Inglaterra) para trabajar como profesor, el Geologisch Bureau le permite llevar con él parte de las colecciones españolas que había recogido con Jongmans. Wagner continuó la investigación de estas colecciones y, junto con sus alumnos y colaboradores, fue incrementándolas con ejemplares procedentes de la colaboración en

Roberto Wagner recogiendo fósiles en 2013.

Flora fósil de la cordillera Cantábrica: 1- Eusphenopteris rotundiloba. Villablino (León); 2- Odontopteris brardii. Villablino (León); 3- Pecopteris jongmansii. Villablino (León); 4- Nemejcopteris feminaeformis. Villablino (León); 5- Senftenbergia sp. Guardo (Palencia); 6- Sigillaria brardii. Villablino (León). Barras de escala = 1 cm.

los proyectos de la Empresa Nacional Adaro de Investigaciones Mineras, de los trabajos de investigación para la Sociedad Hullera Vasco-Leonesa y de las dos tesis doctorales realizadas durante este etapa: Knight (1975) e Iwaniw (1984). En este primer periodo, la colección estaba formada por fósiles procedentes fundamentalmente del Estefaniense de la cordillera Cantábrica.

La colección después de la donación (presente)

Tronco de Sigillaria en posición de vida. Corta Carrasconte. Villablino (León).

Roberto Wagner se establece en Córdoba en 1983 para trabajar a tiempo parcial en la empresa minera ENCASUR, y después de haberse prejubilado en la Universidad de Sheffield en 1981. Fue en aquella época cuando Esteban Hernández-Bermejo, profesor de la

Universidad de Córdoba y uno de los promotores del entonces proyecto de un Jardín Botánico en Córdoba (después su primer Director), le invitó a formar parte del mismo. La unión de Wagner al proyecto del Jardín Botánico se formalizó con la firma del contrato de donación de la colección de fósiles. La colección se traslada a las instalaciones del Jardín a finales de 1986. Las piezas están depositadas desde entonces en una sala de 185 m2 situada en el edificio administrativo del Jardín Botánico. Dentro de la sala, las piezas se almacenan en muebles de madera con cajones en los que se guardan las cajas de cartón que contienen los fósiles. Las piezas están numeradas según la localidad de campo y tienen etiquetas provisionales (a mano). Todos los fósiles de una misma cuenca geológica o área geográfica se agrupan en una misma zona de la sala, y están

cedencia del material, así como la fecha de recogida, el recolector/es y la determinación (provisional y/o definitiva) están recogidos en las libretas de campo. En este segundo periodo, y dada la nueva ubicación de la colección en el sur de España, la recogida de fósiles se ha concentrado en las cuencas de Valdeinfierno, Guadiato y PeñarroyaBelmez-Espiel (Córdoba), Valdeviar (Sevilla) y Puertollano (Ciudad Real), aunque se ha seguido trabajando en la cordillera Cantábrica. Estos nuevos muestreos han añadido más de 60.000 piezas a la colección donada. También se han realizado dos tesis doctorales, una sobre la cuenca carbonífera de PeñarroyaBelmez-Espiel (Álvarez-Vázquez, 1995) y la otra sobre la flora de La Magdalena (Castro, 2005).

Muebles en los que se guardan las cajas con los fósiles.

ordenados por géneros y especies, lo que permite un acceso rápido a los ejemplares y facilita el estudio de las distintas

colecciones. A falta de un inventario informatizado, todos los datos geográficos, geológicos y estratigráficos de pro-

Entre las colecciones de esta etapa habría que destacar las de Peñarroya-BelmezEspiel y Puertollano. La primera está formada por más de 22,000 piezas (más de 50,000 ejemplares) que proceden del muestreo de sondeos y zanjas de investigación, explotaciones de interior y a cielo

Flora fósil de las cuencas carboníferas del suroeste peninsular: 1- Alethopteris urophylla y Paripteris gigantea. Peñarroya-Belmez-Espiel (Córdoba); 2- Detalle del holotipo de Wagneropteris minima. Peñarroya-Belmez-Espiel (Córdoba); 3- Neuropteris guadiatensis. Peñarroya-Belmez-Espiel (Córdoba); 4- Lepidodendron aculeatum. Peñarroya-Belmez-Espiel (Córdoba). Barras de escala = 1 cm.

Izquierda: ápice fértil de Omphalophloios puertollanense. Puertollano (Ciudad Real). Derecha: detalle de los esporangios de Omphalophloios. Barras de escala = 1 cm.

dos en los 70 años de vida de la colección. En este trabajo, además de figurarse más de un centenar de ejemplares, se demuestra que las floras carboníferas de la Península Ibérica son prácticamente idénticas a las del centro de Europa, lo que indicaría que la posición paleogeográfica de ambas no pudo ser muy lejana.

Futuro de la colección

abierto y, en menor medida, afloramientos en superficie. Es la colección más numerosa de todas las conservadas actualmente en el Centro Paleobotánico (≈ 19% del total) y una de las mejor estudiadas.

Carbonífero de la Península Ibérica (Wagner y Álvarez-Vázquez, 2010), que resume los conocimientos científicos adquiri-

Al custodiar e investigar las colecciones de flora carbonífera española más completas del mundo y ser un referente internacional en Paleobotánica, el Centro Paleobotánico del Jardín Botánico de Córdoba ha asumido como una de sus máximas prioridades seguir incrementando las colecciones mediante campañas de campo en las explotaciones mineras todavía activas. Se trata de rescatar la

En el caso de Puertollano, la importancia de la colección viene dada por lo excepcional de la preservación del yacimiento: una lluvia de cenizas volcánicas que sepultó (como en la ciudad de Pompeya) una marisma en la que dominaba una isoetal, Omphalophloios puertollanense, que ha podido ser estudiada en detalle y reconstruída gracias a los miles de ejemplares recogidos en una mina a cielo abierto (mina Emma). En esta segunda etapa se ha seguido potenciando el valor científico de la colección. Hasta el momento se han publicado 216 trabajos de investigación y se han presentado 4 tesis doctorales, en los que se han introducido 50 especies nuevas, 4 géneros y 2 familias. Entre todos los artículos publicados destaca el trabajo de síntesis sobre las floras del

Reconstrucción de Omphalophloios puertollanense. Museo de Paleobotánica.

trabaja en Paleobotánica mediante estudios conjuntos que permitan seguir potenciando el valor científico de la colección. Además, desde la inauguración del Museo de Paleobotánica en 2002 se intenta potenciar el valor educativo y de divulgación de la colección, colaborando en talleres y charlas para escolares y participando en exposiciones temporales (dentro y fuera del Jardín) complementarias a la exposición permanente del museo.

Agradecimientos

Reconstrucción del paisaje del Carbonífero de Puertollano. Museo de Ciudad Real.

mayor cantidad posible de datos geológicos y de fósiles antes del cierre definitivo de todas las explotaciones mineras de carbón, evitando así que se pierda un patrimonio paleontológico único.

inventario informatizado de todas las piezas de la colección, pero para esto se necesitan unos medios materiales y humanos de los que no se dispone en estos momentos.

A medio y largo plazo, uno de los proyectos pendientes es la realización de un

También se pretenden consolidar las relaciones con otros centros en los que se

Las investigaciones de los últimos años en la cuenca de Villablino se realizan en el marco del Proyecto CGL2015-66835-P “Cambios bruscos y prolongados en el ecosistema, parámetros de control e indicadores bióticos/abióticos: el registro icnológico en el análisis de variaciones paleo-ambientales”.

Dedicatoria Roberto Wagner falleció en Córdoba el 7 de febrero de 2018. Sirva este pequeño resumen de la historia de la colección que él creó como homenaje a su figura.

Recogiendo fósiles en Mina Casilda. El Bierzo (León).

Bibliografía Álvarez-Vázquez, C. (1995). Macroflora del Westfaliense inferior de la cuenca de Peñarroya-Belmez-Espiel (Córdoba). I (Texto): 1-393; II (Láminas): 1-100; III (Anexos): Anexo 1: 1-7; Anexo 2: 1-111; Anexo 3: cuadros 1-9; Anexo 4: planos 1-4. Tesis Doctoral, Departamento de Geología, Universidad de Oviedo (no publicada). Castro, M. P. (2005). La flora estefaniense B de La Magdalena (León, España), un referente europeo. I: Antecedentes y análisis florístico: 1251, láms 1-65. II: Descripción sistemática de las Gimnospermas: 1-229, láms I-L. Cuadernos del Museo Geominero, 4. Instituto Geológico y Minero de España. Iwaniw, E. (1984). The sedimentology and floral palaeoecology of lower Cantabrian basin margin deposits in NE León, Spain. I: 1-114; II (Floral palaeoecology): 115-239 (+ figuras). Tesis Doctoral, Universidad de Sheffield (no publicada). Knight, J. A. (1975). The Systematics and Stratigraphic aspects of the Stephanian flora of the Sabero Coalfield. Part I. The Stratigraphy and General Geology of the Sabero Coalfield: 1-197. Part II. The Systematic Palaeobotany of the Sabero Coalfield. Text: 1-676; Plates: 152. Tesis Doctoral, Universidad de Sheffield (no publicada). 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, 162, 238-324. Para citar este artículo: Álvarez-Vázquez, C. (2018). La colección de Paleobotánica del Jardín Botánico de Córdoba. Pasado, presente y futuro. GeoLaciana 2018. Aula Geológica Robles de Laciana. Pp: 1-6.

Paleobotánica Tipos de fosilización y principales grupos de fósiles vegetales C. Álvarez-Vázquez Centro Paleobotánico; Jardín Botánico de Córdoba

a Paleobotánica es la ciencia que estudia los vegetales fósiles, la relación con el medio en el que vivieron y en el que fosilizaron, y su evolución en el tiempo. Es una ciencia interdisciplinaria, que se puede abordar desde una perspectiva biológica, geológica, o desde ambas conjuntamente. En la práctica, la forma de trabajar de los paleobotánicos está influenciada, en gran medida, por su formación como biólogos o geólogos. Los fósiles vegetales son fragmentos de plantas que han sido enterrados por sedimentos y se han conservado mediante los procesos físico/químicos de fosilización; tienen siempre más de 10.000 años. Aunque los fósiles pueden llegar a ser muy abundantes en una zona concreta, representan sólo una pequeña parte de las plantas que vivieron en épocas pasa-

das, ya que la gran mayoría de las plantas que mueren no se depositan en un medio apropiado para la fosilización y son destruidas por hongos y bacterias. El primer requisito para que haya fosilización es que los restos vegetales se depositen de forma rápida en un medio anaeróbico (sin oxígeno) y de baja energía, normalmente una zona con una lámina de agua poco profunda como las áreas pantanosas de los deltas de grandes ríos. Una vez depositados, los restos deben ser enterrados por sedimentos. Cuando los restos vegetales son enterrados en un medio acuoso y anaeróbico, cesa el proceso de descomposición y putrefacción que los destruiría si hubieran caído en el suelo del bosque, y empieza el proceso de formación de fósiles. La máxima expresión de la acumulación de restos fósiles vegetales es el carbón. El carbón es un tipo de roca sedimentaria

Capa de carbón con más de 2 m de potencia en la mina Emma (Puertollano, Ciudad Real).

formada por una gran acumulación de restos vegetales. No suele contener fósiles visibles a simple vista, pero sí es muy rico en restos microscópicos de plantas. Para que se originen capas de carbón se necesitan unas condiciones climáticas especiales que permitan un ecosistema de alta productividad vegetal y un ambiente pantanoso reductor que facilite la preservación de los restos vegetales bajo el agua una vez muertos, evitando que se descompongan y desaparezcan por la oxidación y por los hongos y bacterias que actúan cuando se depositan en el suelo. Además tiene que haber un hundimiento continuo (subsidencia) que permita la acumulación de grandes cantidades de materia vegetal durante un tiempo considerable y que, posteriormente, la capa de turba sea enterrada por sedimentos. Los restos vegetales van perdiendo volátiles al aumentar la temperatura durante el enterramiento; la presión por el peso de los estratos conduce a una reducción del contenido en agua y la expulsión de gases. El resultado final es un enriquecimiento en carbono y una disminución del espesor de la capa de turba original (hasta una décima parte de la potencia original). Este proceso de carbonización destruye la mayoría de las estructuras celulares. El carbón es más maduro y tiene un mayor poder calorífico cuanto más contenido en carbono tenga. El carbón más maduro es la antracita, y, en orden descendente, le seguirían la hulla (o carbón bituminoso), el lignito y la turba.

tectora externa de las hojas que actúa como una barrera reduciendo la excesiva pérdida de agua y evitando la acumulación de agua y polvo. La cutícula muestra la forma de las células epidérmicas y estomas, y es una valiosa fuente de información. Puede recuperarse de forma mecánica, usando agujas finas o disolviendo la roca que contiene el fósil con un ácido. El conjunto de impresiones y compresiones en una misma pieza o en un mismo ejemplar, reciben el nombre de adpresiones. Es el tipo de fosilización más frecuente en las cuencas carboníferas españolas.

Impresiones. 1- Pínulas aisladas de Paripteris (pteridosperma). 2- Pinnas de Lonchopteris rugosa (pteridosperma). 3- Lepidodendron aculeatum (licofita). Este tronco fosilizó en un sedimento de grano fino (limolita), que ha conservado la mayoría de los detalles originales. 4- Lepidodedron bellii (licofita). El tronco fosilizó en un sedimento de grano grueso (microconglomerado), por lo que apenas se observan detalles. Escalas = 1 cm.

Tipos de fosilización Los vegetales se preservan (fosilizan) de maneras muy diferentes dependiendo del medio en el que se depositaron, del tipo de sedimento que los enterró, de los procesos físicos y químicos involucrados en la fosilización, y de la composición orgánica original de la propia planta. Los tipos básicos de fósiles son:

Impresiones: son las huellas que dejan las plantas en el sedimento en el que fosilizan; en este tipo de fósiles no hay material carbonoso. El detalle de las impresiones depende tanto del tamaño de grano del sedimento en el que se encuentran como del grado de descom-

posición que tenían los restos vegetales antes de fosilizar, pero en general en las impresiones sólo se ven los contornos de las hojas, el tipo de nerviación y si hay fructificaciones o no (si los ejemplares son fértiles o vegetativos), y los detalles externos de troncos, tallos, semillas.

Compresiones: corresponden a la materia orgánica, muy comprimida, que formaba originalmente la planta. Muchas de las compresiones muestran, al igual que las impresiones, sólo detalles superficiales como la forma y tipo de nerviación, pero si el aumento de temperatura sufrido durante el enterramiento de los sedimentos no es excesivo puede conservarse también la cutícula, una película pro-

Compresiones. 1- Lepidodendron aculeatum (licofita). El fósil de este tronco carbonizado se recogió dentro de una capa de carbón. 2- Compresión de un tronco de Bothrodendron minutifolium (licofita). Escalas = 1 cm.

Adpresiones. Pínulas de Laveineopteris tenuifolia (pteridosperma). Huella y contrahuella de un mismo ejemplar en el que se observa la diferencia entre las compresiones, con la materia orgánica que formaba originalmente la planta (abajo), y las impresiones, sin materia orgánica, en las que se ve sólo la huella que dejaron las pínulas (arriba). Escala = 1 cm.

Adpresiones. Pínulas de Neuropteris guadiatensis (pteridosperma) con y sin materia orgánica. Escala = 1 cm.

Contramoldes. Izquierda- Calamites suckowii (esfenofita) en Corta Cervantes (Peñarroya, Córdoba). Lo que vemos es la impresión de la parte interior de la cavidad del tronco, al rellenarse con sedimento la cavidad medular. Derecha- Troncos de Calamites en posición de vida en un frente de explotación en la mina Emma (Puertollano, Ciudad Real). Permineralizaciones. Lámina delgada de un corte transversal de una conífera permineralizada en la que pueden verse las traqueidas (células conductoras del xilema, por donde circula la savia bruta). Cuenca de Valdeviar (Sevilla). Foto: John Knight, Jardín Botánico de Córdoba. Escala = 1 cm.

Moldes y contramoldes: este tipo de fósiles se origina cuando se descompone la materia orgánica de las partes tridimensionales de una planta: troncos, raíces o semillas, principalmente. Si el hueco que queda cuando estos restos se descomponen es rellenado por sedimento se forma un contramolde (o molde interno), es decir una réplica de la planta original. La impresión de la parte externa de la planta es el molde. En este tipo de fosilización no hay detalles de la anatomía. Permineralizaciones: las permineralizaciones se forman cuando el enterramiento de los restos vegetales se produce en una zona con aguas ricas en sales minerales. El mineral en solución circula entre los poros del sedimento en el que se han depositado los restos y los tejidos vegeta-

les se van impregnando de sílice o de carbonato cálcico, que va rellenando las células. Este tipo de fosilización puede originar fósiles con un gran detalle anatómico que se estudian mediante láminas delgadas. Todos los tipos de fosilización vistos anteriormente pueden entremezclarse, pudiendo un mismo fósil presentar más de un tipo de preservación.

Pseudofósiles: son objetos inorgánicos (cristales de minerales) que tienen un cierto parecido con helechos fósiles. Los más comunes son las dendritas de manganeso. Se forman cuando soluciones minerales ricas en óxidos e hidróxidos de hierro y manganeso cristalizan en grietas o planos de estratificación.

Permineralizaciones. Arriba- Tronco permineralizado de una esfenofita. La circulación de soluciones minerales posibilitó la sustitución de las células por carbonatos, que preservaron los detalles anatómicos originales que tenía el tronco. Foto: Miguel Arbizu, Universidad de Oviedo. Abajo- Tronco silicificado de una conífera expuesto en el Jardín Botánico de Córdoba y procedente de la cuenca de Valdeviar (Sevilla). Observar los anillos de crecimiento en el corte superior.

Pseudofósil. Dendritas de pirolusita.

Los conceptos de género y especie en paleobotánica La gran mayoría de los fósiles vegetales son sólo fragmentos de la planta original de la que formaron parte: un fragmento de tronco, ramas, una fronde, pinnas, pínulas, estróbilos, semillas o raíces. Esto se debe tanto a la desarticulación en vida de las plantas como parte del proceso normal de vida de las mismas (caída de hojas o semillas, por ejemplo), como a procesos traumáticos causados por factores externos (vientos fuertes, tormentas), como a la que se produce durante los procesos de fosilización (por transporte, por ejemplo). Uno de los primeros objetivos de la Paleobotánica es la reconstrucción de la planta original a partir de la unión de los distintos fragmentos y órganos que fosilizaron dispersos. Volver a juntar las piezas es como tratar de recomponer un rompecabezas: ya sea al encontrar dos tipos de órganos distintos en conexión orgánica, por juntar fragmentos frecuentemente asociados, o porque los restos fósiles muestren las mismas características epidérmicas. La gran dificultad es que en este rompecabezas ¡faltan muchas de las piezas originales y no tenemos un modelo que seguir! Debido a esta fragmentariedad, los fósiles vegetales presentan unos problemas nomenclaturales especiales. Aunque se utiliza la nomenclatura binomial de

permineralizados y con estructura anatómica conservada. Además, en Botánica actual la morfología reproductora es una característica fundamental al separar especies y establecer las relaciones evolutivas. En el caso de los fósiles vegetales, la especie reúne a grupos de individuos semejantes separados de otros cercanamente relacionados por diferencias morfológicas suficientes. Las definiciones rigurosas no son posibles y los criterios suelen cambiar según el grupo con el que se trabaje. Esquema de la reconstrucción de un Lepidodendron y de los diferentes nombres genéricos que se asignan a cada una de las partes que fosilizan por separado. Modificado y redibujado basándose en la Figura 4.3 de Thomas y Spicer (1987).

Linneo para nombrarlos, y se sigue el Código Internacional de Nomenclatura Botánica (el compendio de reglas que rigen la taxonomía de los organismos vegetales con el fin de determinar un único nombre válido para cada taxón vegetal), el sistema de clasificación es diferente al usado en Botánica actual. Las diferencias más importantes en la clasificación de plantas actuales y fósiles son: 1) En plantas actuales cada individuo (incluídas sus partes cuando se encuentran separadas) se asigna a un único taxón y tienen un único nombre genérico y específico. En el caso de los fósiles, los distintos órganos de una misma planta pueden (y suelen) tener nombres diferentes y clasificarse de forma independiente, como si fueran géneros y especies distintas. Ejemplo: Lepidodendron (tronco); Knorria (tronco decorticado); Lepidophylloides (hojas); Lepidostrobophyllum (esporófilos u hojas con esporangios); Lepidostrobus (estróbilo microesporan-

giado o masculino); Lycospora (microespora); Stigmaria (raíces). Las distintas categorías de este tipo de sistemática se denominan parataxones, para diferenciarlas de los taxones (grupos) formales. 2) El Código Internacional de Nomenclatura Botánica indica que cada género de plantas actuales debe ser incluido en una secuencia completa: especie, género, familia, orden, clase, división, reino. Por el contrario, los géneros de plantas fósiles pueden no asignarse a un taxón supragenérico si la información que se tiene de ellos no lo permite. 3) En Paleobotánica las distintas especies de un mismo género pueden estar en diferentes familias. Esto no ocurre nunca en plantas actuales. 4) El mismo órgano de una planta puede tener nombres diferentes según el tipo de preservación. Ejemplo: Calamites - troncos de esfenofitas fosilizados como moldes / contramoldes o como impresiones; Arthropitys y Calamodendron - troncos de esfenofitas

Finalmente, mencionar que un sistema basado en parataxones puede dar una falsa impresión sobre la diversidad de una flora, ya que una lista con más de un centenar de nombres específicos puede corresponder en realidad a sólo unas decenas de especies reales.

Grandes grupos fósiles del Carbonífero Sphenophyta. Las esfenofitas son un grupo de plantas principalmente fósiles que tuvieron un gran desarrollo en el Carbonífero; en la actualidad están representadas sólo por el género Equisetum, en el que se agrupan unas treinta especies. Son plantas vasculares que se reproducen por esporas. Las especies de Equisetum poseen muchas de las características distintivas de las esfenofitas fósiles: un rizoma horizontal subterráneo del que salen los tallos aéreos que son radialmente simétricos, articulados, costulados y divididos en nudos (líneas nodales) y entrenudos. Las ramas, hojas y los elementos que conforman los estróbilos son siempre verticilados. Los Calamites, uno de los representantes más conocidos del grupo, eran árboles de hasta 10 m., que vivían en las riberas de ríos y arroyos, y en los márgenes de lagos. Las hojas de Calamites se incluyen en los géneros Annularia y Asterophyllites, y los estróbilos se asignan a Palaeostachya y Calamostachys. Pero no todas las esfenofitas del Carbonífero eran arbóreas. Los Sphenophyllum eran pequeñas plantas herbáceas con tallos de menos de 1 cm. de ancho, en los que las hojas crecían en verticilos a su alrededor; se cree que eran plantas rastreras o trepadoras. Las primeras formas pertenecientes con seguridad a Sphenophyta aparecieron en el Devónico Superior, y alcanzaron su mayor diversidad durante el Carbonífero. La mayoría de los géneros no sobrevivieron a los cambios climáticos de finales del Carbonífero, posiblemente por la inadaptación de los rizomas a crecer en medios con suelos más compactos.

Un mismo órgano de una planta con diferentes nombres según el tipo de preservación. Izquierda- Calamites. Troncos de esfenofitas fosilizados como moldes/contramoldes o como impresiones. Derecha- Calamodendron. Troncos de esfenofitas permineralizados y con estructura anatómica conservada. Foto tomada de Rößler (2001, imagen 245). Escala = 1 cm.

Lycophyta. Las licofitas son plantas vasculares caracterizadas por la presencia de hojas linear-lanceoladas y recorridas por un único haz vascular (excepcio-

Esfenofitas. 1- Calamites discifer; impresión de la parte externa de un tronco en el que se pueden ver las cicatrices rameales (el lugar donde se insertaban las ramas). 2Annularia sphenophylloides; adpresiones de hojas. 3- Asterophyllites equisetiformis; impresiones de hojas. 4- Impresiones de hojas de Sphenophyllum. 5Calamostachys tuberculata; detalle de la impresión de un estróbilo. Escalas = 1 cm.

nalmente dos), que se disponen de forma helicoidal alrededor de los troncos y ramas. Las hojas son sésiles y tienen una base engrosada, el cojinete foliar, que es una estructura que permanece cuando la lámina de las hojas se separa del tronco y cae. Se reproducen mediante esporas, y la anatomía del tronco de las formas arbóreas era muy simple, normalmente una estela con forma de cilindro sólido en la que el floema está circundando al xilema. Podríamos decir que eran como una “hierba gigante”; como no producían apenas madera, podían crecer de una forma muy rápida. La forma y la disposición de los cojinetes y cicatrices

Licofitas. Bergeria dilatata; pequeñas ramas con hojas. Escala = 1 cm.

foliares (o, en su caso, la ausencia de ellos) se utilizan para la separación de los distintos géneros (de troncos).

colonizadoras y vivieron en suelos bien drenados (Bergeria dilatata, por ejemplo).

Tradicionalmente se acepta que los estróbilos se disponían en posición terminal de los ejes vegetativos (como en Lepidodendron) o se fijaban directamente al eje principal (en Sigillaria). Otros grupos, como las isoetales, tenían ápices fértiles (Omphalophloios).

Los primeros representantes de este grupo aparecieron en el Silúrico superior. Eran formas herbáceas en las que los esporangios se disponían al azar sobre las hojas o estaban situados en zonas determinadas no modificadas del tallo. Estas licofitas primitivas evolucionaron en dos sentidos muy diferentes: mientras que unas pocas formas permanecieron sin cambios importantes hasta la actualidad (Selaginella, Lycopodium), otras dieron lugar a las grandes especies arbóreas que dominaron los bosques de la franja ecuatorial del Carbonífero (todas extinguidas).

Las licofitas más características y conocidas del Carbonífero (Lepidodendron, Sigillaria, Lepidophloios) fueron grandes árboles que alcanzaron alturas de hasta 50 m. Pero también hubo especies herbáceas y pseudo-herbáceas. La mayoría de las licofitas vivieron en las zonas pantanosas y fueron las que aportaron la mayor parte de la biomasa que originó las capas de carbón, pero ahora se sabe también que algunas especies fueron

Filicophyta. Los helechos son plantas vasculares sin semillas en las que se produce una alternancia de generaciones,

Licofitas. Izquierda- Lepidodendron volkmannianum; adpresión de la corteza de un tronco. Derecha- Sigillaria sp.; impresión de un tronco. Escalas = 1 cm.

Licofitas. Stigmaria ficoides; raíces de licofitas arbóreas.

phopteris, Lobatopteris, son ejemplos de géneros de frondes vegetativas (no fértiles). Asterotheca, Scolecopteris, son géneros basados en ejemplares con pínulas fértiles. Las formas herbáceas tienen pínulas más recortadas y gráciles; Zeilleria y Renaultia son dos géneros de fructificación de este tipo de helechos. Licofitas. Aspecto de una microespora vista con microscopio electrónico de barrido.

sexuada y asexuada, que derivan de una sola célula y que forman, juntas, un ciclo evolutivo total. Los helechos representan una parte importante del total de la flora fósil que proporcionan las cuencas carboníferas. A pesar de ello, las dificultades para establecer una jerarquización son todavía muy grandes, y la posición de muchos géneros y/o especies es todavía objeto de continuos debates. Los principales motivos son la escasa presencia de fragmentos fértiles (muy importantes en la clasificación de los helechos) y el desconocimiento que se tiene aún de muchas de las fructificaciones.

Los bosques pantanosos del Carbonífero albergaron una gran variedad de helechos con una gama de hábitats y ecologías que se cree fueron similares a los de las selvas tropicales modernas. Los helechos arborescentes, con hasta 10 m. de altura y frondes de hasta 3 m., formaban parte del dosel de los bosques y fueron particularmente abundantes en el Estefaniense. Había también especies rastreras, trepadores, y formas epifitas en los troncos de los helechos arborescentes más grandes. Los troncos de las formas arbóreas se incluyen en los géneros Caulopteris y Megaphyton; Pecopteris, Polymor-

Pteridospermas (helechos con semillas). Las pteridospermas son un grupo extinguido de plantas que incluyen desde pequeños arbustos a grandes árboles con frondes de hasta 7 m de largo. Los verdaderos helechos se reproducen por esporas, mientras que las pteridospermas combinan frondes de tipo helecho con una reproducción mediante semillas. Las semillas crecían en grupos en ramas especiales en los márgenes de las frondes o en distintas posiciones sobre el nervio medio de las pínulas, y podían tener hasta 7 cm. La semilla fue una de las innovaciones más importantes en la evolución de las plantas vasculares. Su aparición parece ser uno de los factores determinantes en

Helechos. 1- Caulopteris; impresión del tronco de un helecho arbóreo. 2- Nemejcopteris feminaeformis; impresión de un fragmento de pinna. 3- Remia pinnatifida; pínulas vegetativas (estériles). 4- Remia; ejemplar fértil. 5- Renaultia lebachensis; impresión de un fragmento de pinna. Escalas = 1 cm.

superficie del esporófilo, dispuestos en conos o sobre pedúnculos y entre las hojas. Las pteridospermas fueron un componente importante de la flora del Carbonífero. Se cree que vivieron principalmente en los diques de los ríos. Ejemplos de géneros bien representados en el Carbonífero son Neuropteris, Paripteris, Linopteris, Alethopteris, Callipteridium y Eusphenopteris.

Helechos. Zeilleria hymenophylloides. Ejemplar fértil. Observar los esporangios (abiertos) en posición terminal de las pínulas. Escala = 1 cm.

el dominio de las plantas con semillas en la flora actual. Las plantas vasculares sin semillas necesitan agua para que los gametos masculinos flagelados y móviles puedan llegar hasta la ovocélula; el gametófito masculino o grano de polen viaja

entero, normalmente con el viento, hasta el gametófito femenino contenido en un óvulo. En las gimnospermas (semilla desnuda), óvulos y semillas están expuestos sobre la

Pteridospermas. Wagneropteris minima. Ejemplar de una nueva especie cuyo género (también nuevo) fue dedicado a Roberto Wagner (ver Álvarez-Vázquez y Cleal, 2016). Escala = 1 cm.

Pteridospermas. 1- Paripteris linguaefolia; pínnulas con los nervios laterales libres. 2- Laveinopteris tenuifolia; fragmento de una pinna de último orden con pínulas unidas por un solo punto al raquis. 3- Linopteris neuropteroides; pínula con la nerviación reticulada, formando pequeñas mallas poligonales. 4- Alethopteris urophylla; las pínulas de este género están unidas por toda la base al raquis y los nervios laterales son libres. Escalas = 1 cm.

Pteridospermas. 1- Karinopteris obtusifolia. 2- Callipteridium zeilleri. 3- Eusphenopteris neuropteroides. Escalas = 1 cm.

Cordaitales y otros grupos. Los Cordaitales son un grupo extinguido relacionado con las coníferas. Fueron plantas que tuvieron una gran variedad de formas y tamaños, desde grandes

árboles de hasta 30 m. de altura hasta pequeños arbustos. El polen y las semillas crecían en estróbilos que se agrupaban en ramas modificadas. Las hojas, llamadas Cordaites, tenían forma acintada y podían medir hasta 1 m. de largo. Los estróbilos se incluyen en el género Cordaitanthus, y las semillas en Cordaicarpus o Samaropsis. Vivieron en hábitats muy diferentes: desde zonas pantanosas hasta zonas a cierta altura fuera de la cuenca de sedimentación.

Agradecimientos Las investigaciones de los últimos años en la cuenca de Villablino se realizan en el marco del Proyecto CGL2015-66835-P

“Cambios bruscos y prolongados en el ecosistema, parámetros de control e indicadores bióticos/abióticos: el registro icnológico en el análisis de variaciones paleo-ambientales”. Quiero agradecer a John Knight y Juan Peláez, que me apoyan incondicionalmente en estas investigaciones, los buenos momentos que pasamos juntos trabajando en el campo. A Poli Fernández y colaboradores del Aula Geológica de Laciana, por el apoyo que siempre nos prestan en nuestro trabajo en Villablino y por darme la oportunidad de participar en su curso anual, dando a conocer los fundamentos básicos de la Paleobotánica. Finalmente, agradecer a Rodrigo Castaño su minucioso trabajo editorial.

Fragmento de una conífera. Mina Emma (Puertollano, Ciudad Real). Escala = 1 cm.

Adpresiones de hojas de Cordaites en un afloramiento en Corta Ballesta (Espiel, Córdoba).

Bibliografía Álvarez-Vázquez, C. y Cleal, C. J. (2016). Wagneropteris minima, a new medullosalean pteridosperm from the middle Westphalian (Middle Pennsylvanian) of the Peñarroya-Belmez-Espiel Coalfield (Córdoba province, SW Spain). Spanish Journal of Palaeontology, 31 (1), 5-24. Rößler, R. (2001). Der Versteinerte Wald von Chemnitz. Museum für Naturkunde Chemnitz, 252 pp. Thomas, B. A. y Spicer, R. A. (1987). The evolution and palaeobiology of land plants. Croom Helm Ltd., London & Sydney, 309 pp. Para citar este artículo: Álvarez-Vázquez, C. (2018). Paleobotánica: tipos de fosilización y principales grupos de fósiles vegetales. GeoLaciana 2018. Aula Geológica Robles de Laciana. Pp: 7-14.

Silúrico y Devónico en el valle de la Almozarra Las formaciones y su contenido paleontológico 1

J. M. Toyos y R. Castaño de Luis 1) Instituto Geológico y Minero de España; Unidad de León

l valle de la Almozarra se ubica en el ángulo nororiental de la comarca leonesa de Laciana, en la vertiente meridional de la cordillera Cantábrica. Se trata de un valle rectilíneo que se extiende en dirección NNW-SSE a lo largo de unos 11 km, desde la divisoria con la vertiente asturiana hasta Villaseca de Laciana, donde conecta con el valle del Sil (Figura 1). En medio de este valle se encuentra la localidad de Lumajo, que, enclavada a una cota de 1380 m, es la más elevada de Laciana. Geológicamente, el valle de la Almozarra se enmarca en la Unidad de Somiedo de la Zona Cantábrica (Alonso et al., 2009; Figura 2), y, más concretamente, en la Escama de Villar de Vildas (Julivert et al., 1968; Bastida et al., 1984; Heredia Carballo, 1984), que constituye la lámina alóctona más occidental del Manto de Somiedo (Julivert et al., 1968). La Zona Cantábrica representa la zona externa del Orógeno Varisco en el noroeste de la Península Ibérica (Lotze, 1945; Bastida, 2004), y está compuesta principalmente por rocas del Paleozoico que han sido deformadas en condiciones relativamente superficiales, con escasa deformación interna y habitualmente sin metamorfismo. Su estructura es de tipo epidérmico, constituida esencialmente por cabalgamientos y mantos de despegue, y pliegues asociados. La orientación del valle de la Almozarra es sensiblemente paralela a la estructura que presentan las formaciones paleozoicas en este sector, que corresponde al

Figura 1. Situación geográfica del valle de la Almozarra.

Figura 2. Mapa geológico de la parte suroccidental de la escama de Villar de Vildas (basado en las cartografías de Bastida y Gutiérrez, 1989, Alonso et al., 1989, y Navarro Vázquez, 1982, incorporando nuevos datos), y situación en el contexto de la Zona Cantábrica del Macizo Ibérico (división y denominación de dominios según Alonso et al., 2009).

flanco occidental del sinclinal de la Vega de los Viejos (Figura 2). Es preciso indicar también que este valle ha sido incluido en el inventario de lugares de interés geológico de la provincia de León (Fernández Martínez y Fuertes Gutiérrez, 2009), por sus particulares características geomorfológicas, que serán tratadas en otro artículo de este volumen (Rodríguez García et al., 2018). También aparece reseñado en el Inventario Español de Lugares de Interés Geológico (IELIG, http://info.igme.es/ ielig/) con la denominación “ZCs133Valle glaciar de Lumajo”, adjudicándosele una importancia local. En el presente artículo se describirán las variadas litologías que afloran a lo largo de este valle, indicando las formaciones a las que pertenecen, y haciendo también referencia a su contenido paleontológico, edad y ambiente de depósito.

Estratigrafía La sucesión estratigráfica en la escama de Villar de Vildas abarca desde el Neoproterozoico (Ediacárico) hasta el Carbonífero (Figura 3), encontrándose el Paleozoico en discordancia angular sobre las Pizarras del Narcea (Ediacárico). La sucesión paleozoica de esta región es de las más completas de la Zona Cantábrica, y en ella se pueden diferenciar 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, y corresponden principalmente a depósitos marinos someros en el margen pasivo del paleocontinente Gondwana. Por su parte, la secuencia sinorogénica comprende el Devónico

Superior y el Carbonífero, depositados en la cuenca de antepaís producida con el inicio y desarrollo de la Orogenia Varisca. En el valle de la Almozarra afloran principalmente rocas del Silúrico y del Devónico (Figura 2), a las que se va a hacer aquí una referencia más extensa. A lo largo del cordal occidental del valle hay también notables afloramientos de rocas del Cámbrico y Ordovícico, destacando particularmente las cuarcitas de la Formación Barrios, que conforman los dos vértices más elevados de la zona: los picos Cornón (2188 m) y Muxivén (2027m, Figura 4). En la parte meridional del valle aparecen también rocas del Pensilvánico Tardío (Estefaniense), en contacto discordante con el resto del Paleozoico (Figura 2), que pertenecen a la Cuenca estefaniense de Villablino y corresponden a depósitos continentales de carácter sinorogénico tardío.

Figura 3. Columna estratigráfica sintética de la Escama de Villar de Vildas (según Heredia-Carballo, 1984, modificada).

Silúrico La sucesión silúrica está formada esencialmente por rocas siliciclásticas. El registro estratigráfico de este sistema se inicia con la Formación Formigoso (Comte, 1937a, 1959), compuesta por dos miembros descritos anteriormente por Kegel (1929): el inferior (Miembro Bernesga), constituido por lutitas negras carbonosas, de edad Llandovery, y el superior (Miembro Villasimpliz), integrado por alternancias de lutitas, areniscas y cuarcitas, de edad Llandovery-Wenlock. La proporción y el espesor de las capas de areniscas va aumentando hacia el techo, y se pueden observar secuencias estrato y granocrecientes. El espesor total de la formación es de unos 200 m.

et al. 1989), característicos de ambientes marinos someros. El hierro y los niveles con nódulos fosfatados que con cierta frecuencia se observan en esta formación procederían de la meteorización subaérea de rocas volcánicas máficas (García Ramos, et al., 1987; Suárez de Centi, et al. 1989). La edad que se le asigna a la mayor parte de la formación es Wenlock-

Ludlow, alcanzándose el Devónico Temprano (Lochkoviense) en sus últimos 20-50 m (Aramburu et al., 1992). Los sedimentos que dieron lugar a la sucesión del Silúrico se depositaron en un mar de poca profundidad sometido a la acción de frecuentes tempestades (Suárez de Centi, et al. 1988). En la Formación Formigoso se registra el paso desde un

En contacto gradual con la anterior, se encuentra la Formación Furada-San Pedro (Barrois, 1882; Comte, 1937a, 1937b, 1959; Suárez de Centi, 1988), constituida por areniscas ferruginosas, lutitas y algunas cuarcitas, con un espesor de 220 m. Estas rocas suelen presentar abundantes icnofósiles (Suárez de Centi, Figura 4. Vista desde el norte de los afloramientos de la Formación Barrios en el macizo del pico Muxivén. En la parte inferior de la fotografía destacan algunos crestones de calizas y dolomías del Grupo La Vid.

po, expandiéndose rápidamente a lo largo de los océanos; por ello, distinEl contenido fósil de esta unidad está estancado, muy pobre en oxígeno y tas rocas de una misma edad pero claramente influenciado por los efec- en el que imperaban condiciones separadas por grandes distancias puetos de la glaciación finiordovícica, un reductoras) que imponía limitaciones den ser correlacionadas gracias a su evento climático global que tuvo al asentamiento de organismos, espe- contenido en graptolitos. Es por ello lugar a finales del periodo previo y cialmente a aquellos de carácter ben- que estos organismos han sido de gran utilidad a la hora de datar esta que desencadenó una de las mayo- tónico. res extinciones en masa identificadas En toda la unidad, pero sobre todo formación. Algo similar ocurre con en el registro fósil. De hecho, en las en su mitad inferior, resultan muy los palinomorfos, un grupo artificial rocas de la Fm. Formigoso y en otras abundantes los graptolitos, unos que engloba a entidades orgánicas de una edad similar a lo largo del pla- organismos coloniales ya extintos, microscópicas que, mediante técnineta puede apreciarse una pérdida pero muy frecuentes a lo largo de cas de laboratorio, pueden ser aislade diversidad, así como notables cam- buena parte del Paleozoico, que das de las rocas. Su abundancia en bios en la composición faunística res- poseían un esqueleto proteico (rab- esta unidad también ha contribuido pecto a las rocas del periodo dosoma) que es el que suele fosilizar. a afinar su edad. La Fm. Formigoso Ordovícico. Bajo condiciones ambientales favora- también contiene diversos organisLas litologías oscuras típicas de esta bles, algunas especies de graptolitos mos bentónicos (bivalvos, gasterópoformación se depositaron en un planctónicos podían sufrir explosio- dos, trilobites, equinodermos, braambiente euxínico (prácticamente nes demográficas en muy poco tiem- quiópodos, etc.), aunque nunca lle-

El registro fósil de la Formación Formigoso

Varias colonias de graptolitos en las lutitas oscuras de la Fm. Formigoso (Villasimpliz). Barra de escala = 5 mm.

gan a ser abundantes, así como pequeños cefalópodos pelágicos. Destaca la presencia de esqueletos de conuláridos, un grupo de organismos marinos de afinidades filogenéticas inciertas, aunque posiblemente relacionado con los cnidarios.

1-5: Varios graptolitos de la base de la Formación Formigoso (Los Barrios de Luna). 6: Caparazón de un cefalópodo (Aralla de Luna). 7: Conulárido (Villasimpliz). 8-9: Bivalvos (Villasimpliz). 10: Pigidio de un trilobites Dalmanítido (Villasimpliz). 11: Pigidio de un trilobites Homalonótido (Villasimpliz). Barras de escala = 5 mm.

ambiente de plataforma externa (Miembro Bernesga) hasta otro de plataforma interna (Miembro Villasimpliz), mientras que el depósito de la Formación Furada-San Pedro se produjo en condiciones más someras, desde litorales hasta de plataforma interna (Aramburu et al., 1992). En el área de estudio, las formaciones silúricas afloran principalmente en la parte alta de la ladera occidental del valle, desde Lumajo hasta su cabecera (Figuras 2, 5 y 6).

Devónico La sucesión correspondiente a este sistema se caracteriza por la alternancia de unidades carbonatadas y siliciclásticas.

Figura 5. Afloramiento de lutitas de la Fm. Formigoso afectadas por pliegues angulosos.

En contacto gradual con la Formación Furada-San Pedro, se encuentra el Grupo La Vid (Comte 1936, 1959; García-Alcalde y Racheboeuf, 1978; Vilas Minondo, 1971; Vera de la Puente, 1988, 1989), compuesto por cuatro formaciones. La primera de ellas es la Formación Felmín, que consta esencialmente de dolomías grises o amarillentas, con algunas intercalaciones lutítico-margosas. Su espesor es de 80-100 m. Sobre ella aparece la Formación La Pedrosa, compuesta por 120-130 m de calizas y calizas margosas, generalmente bioclásticas, alternando con margas y lutitas margosas. En tránsito gradual con esta última se encuentra la Formación Valporquero, constituida esencialmente por lutitas pardo-verdosas, con intercalaciones esporádicas de lentejones de calizas bioclásticas y margas muy fosilíferas, y un espesor de unos 150-180 m.

La edad establecida para el Grupo La Vid a partir de los fósiles que contiene es Devónico Inferior (Lochkoviense medio Emsiense tardío). La sedimentación del Grupo La Vid tuvo lugar en una rampa carbonatada, con ambientes variables que iban desde la llanura mareal y zonas protegidas de lagoon, pasando por depósitos de barras bioclásticas, hasta zonas de rampa externa con depósitos tempestíticos (Vera de la Puente, 1988; Keller, 1997).

Figura 6. Afloramientos de las areniscas y lutitas de la Fm. Furada-San Pedro en la ladera oriental del pico la Regada.

Finalmente, la Formación Coladilla consta de entre 50 y 80 m de margas fosilíferas y calizas bioclásticas rojizas,

alternando con lutitas pardas y rojizas. En su parte superior son frecuentes las calizas encriníticas con tonos rojizos.

El Grupo La Vid presenta extensos afloramientos en la mitad septentrional del valle de la Almozarra, al norte de Lumajo (Figura 2). En la ladera occidental aparecen las formaciones Felmín y La Pedrosa (Figura 4), que a veces se encuentran duplicadas por pequeños cabalgamientos. El fondo del valle suele estar excavado en las lutitas de la Formación Valporquero (Figuras 7 y 8), menos resistentes a la erosión, mientras que la Formación Coladilla aflora a lo largo de la parte baja de la ladera oriental. También estas dos últimas formaciones se

pero, sobre todo, de graptolitos silúricos. A esta misma conclusión han partir de las litologías de la Fm. San llegado los trabajos sobre los palinoPedro, pero también gracias a su con- morfos presentes en estas rocas (estenido fósil, el cual, sin llegar a ser pecialmente acritarcos, quitinozoos abundante, está compuesto en gran y miosporas). medida por organismos bentónicos Destaca, además, la riqueza en icnocaracterísticos de ambientes de esca- fósiles que presentan algunos niveles de esta unidad; se han identificasa profundidad. La mayor parte de esta unidad tiene do más de 30 icnogéneros distintos una edad Silúrico medio a tardío (par- producidos por organismos bentóte del Wenlock, todo el Ludlow, y tal nicos (trilobites, anélidos, cnidarios, vez, aunque aún no ha sido demos- etc.), característicos de ambientes trado con criterios paleontológicos, poco profundos (Suárez de Centi et también Prídoli), si bien su techo se al., 1989). La parte más alta de la Formación adentra en la base del Devónico. Esta datación ha sido posible gracias San Pedro (entre 20 y 50 metros al hallazgo de braquiópodos, conu- según las localidades) pertenece ya láridos, moluscos y otros organismos al Devónico Inferior (Lochkoviense), en diversas localidades cantábricas, edad corroborada por su contenido

El registro fósil de la Formación San Pedro Los sedimentos que dieron lugar a los materiales de la Fm. San Pedro se formaron bajo un clima relativamente cálido y seco en un ambiente bastante somero. La base de la unidad se depositó en la zona litoral, verificándose cierta profundización hacia los niveles medios de la misma (hasta alcanzar condiciones de plataforma interna). Posteriormente, la tendencia se invierte y se produce una nueva regresión, de modo que el techo de la formación vuelve a tener carácter litoral (esta tendencia regresiva continúa en la unidad suprayacente, la Fm. Felmín, que se depositó en condiciones muy someras). Este escenario puede deducirse a

Icnofósil atribuible a la marca dejada en el sedimento por un organismo similar a una anémona. Escala = 5 mm.

fósil que, en general, es mucho más abundante que en el resto de la unidad.

1: Braquiópodos de los niveles inferiores de la Fm. San Pedro (Los Barrios de Luna). 2: Moldes de gasterópodos (Villar del Puerto). 3: Cruziana pedroana, una huella de desplazamiento de un trilobites (Adrados). 4: Huella de tipo Cruziana (Felmín). 5-6: Secciones de icnofósiles de tipo galería (Villar del Puerto). Escalas = 5 mm.

destacan pequeños corales rugosos solitarios y algunos corales tabulados Las rocas de este grupo presentan, abundan las laminaciones de algas. ramificados. Las lutitas pardas de la en general, un alto contenido en fósi- La fase transgresiva de este ciclo se Fm. Valporquero poseen faunas similes, lo que ha permitido caracterizar aprecia en las calizas de la Fm. La lares a estas últimas, aunque son los ecosistemas de los que formaron Pedrosa y en las lutitas de la Fm. menos diversas y abundantes. parte y realizar dataciones muy pre- Valporquero. En las primeras resul- El segundo ciclo regresivo comienza cisas. Los factores que condicionaron tan abundantes algunos organismos en la parte alta de estas lutitas, que el establecimiento y sucesión de las bentónicos (esponjas, corales, bra- van siendo sustituidas por litologías comunidades bióticas fueron muy quiópodos de gran tamaño, etc.), así cada vez más carbonatadas. El desdiversos; entre ellos, destacan los como diversos icnofósiles. Aunque la censo del nivel del mar y la acción del ciclos eustáticos que pueden recono- transgresión muestra una evolución oleaje y de tormentas favorecieron la cerse a lo largo del grupo. gradual a lo largo de gran parte de oxigenación del agua, lo que supuso El primero de ellos comienza con una esta unidad, el paso súbito de las cali- un aumento de la biodiversidad e regresión que ya se apreciaba en la zas a lutitas oscuras evidencia un incluso el desarrollo de algunas bioFm. San Pedro; esta tendencia está evento puntual de profundización construcciones. Ejemplos de ellas registrada en las dolomías de la Fm. rápida cuyo efecto, entre otros, fue son los biostromos de corales rugoFelmín, depositadas en un medio una reducción de la oxigenación del sos, tabulados y estromatoporoimuy poco profundo que llegaba agua. Este hecho desplazó a los orga- deos, o los montículos generados incluso a emerger periódicamente. nismos presentes hasta entonces en por organismos microbianos y diverEsta unidad es relativamente pobre el medio y favoreció el asentamiento sos metazoos (briozoos, equinoderen fósiles, aunque en algunos niveles de otros muy distintos, entre los que mos, corales, esponjas, braquiópo-

El registro fósil del Grupo La Vid

Pequeños corales rugosos solitarios que habitaron en ambientes pobres en oxígeno (parte alta de la Fm. La Pedrosa, Adrados). Escala = 5 mm.

dos, etc.) que pueden reconocerse en el techo de la Fm. Valporquero o en la base de la Fm. Coladilla en algunas localidades de la cordillera. Finalmente, esta última unidad presenta un claro predominio de bioclastos, hasta el punto de que algunos de sus niveles son encriníticos.

2: Esponja de tipo Quetétido (Fm. Felmín, Adrados). 2: Braquiópodos de gran tamaño (Fm. La Pedrosa, La Vid de Gordón). 3: Tentaculítidos (Fm. La Pedrosa, Los Barrios de Luna). 4: Fragmento del talo de un alga (Fm. Valporquero, Vegacervera). 5: Placas pedunculares de crinoideos (Fm. Valporquero, Colle). 6: Cáliz de un crinoideo (Fm. Valporquero, Lumajo). 7: Detalle de una encrinita (Fms. Valporquero-Coladilla, Aviados). 8: Pigidio de un trilobites Asteropygino (Fm. Coladilla, Aviados). 9: Pleurodictyum sp., un coral tabulado (Fm. Valporquero, Lumajo). 10: Diversos braquiópodos (Fm. Valporquero, Colle). Barras de escala = 5 mm.

ven afectadas localmente por cabalgamientos. Sobre el Grupo La Vid se encuentra la Formación Moniello-Santa Lucía (Barrois, 1882; Comte, 1959; MéndezGp. 1936, La Vid Bedia, 1976), constituida por 220-250 m de calizas fosilíferas, a las que se asigna una edad Devónico Inferior-Medio (Emsiense tardío-Eifeliense). Su medio de depósito es netamente sublitoral, localmente con facies próximas a ambientes arrecifales (Méndez-Bedia, 1976).

Los afloramientos de esta formación resultan especialmente conspicuos en el paisaje del valle de la Almozarra, dando lugar a un amplio crestón con capas subverticales que se extiende a lo largo de la parte baja de la ladera oriental, desde Lumajo hacia el norte (Figura 8). La Formación Huergas (Comte, 1936, 1959) se superpone a la Formación Santa Lucía, y está integrada por 120-140 m de lutitas oscuras, a veces nodulosas, con intercalaciones de areniscas. Los sedi-

mentos que formaron estas rocas se habrían depositado en ambientes alternantes de plataforma interna y externa (García-Ramos, 1978). Su edad es esencialmente Eifeliense. Son escasos los afloramientos de esta formación en la zona, al encontrarse parcialmente recubiertos por depósitos cuaternarios y relativamente vegetados. Sobre la anterior vuelve a aparecer otra formación calcárea, denominada Formación Candás-Portilla (Barrois,

1882; Comte, 1936, 1959; Figura 9), que en esta zona posee en su parte central un tramo con areniscas. El espesor total es de 110-120 m. Su depósito habría tenido lugar en una rampa carbonatada, en la que existía una zona de lagoon protegida por arrecifes, y un cinturón calcarenítico en la parte distal, que pasa gradualmente a facies de margas y lutitas en la plataforma externa (Reijers, 1972; Fernández et al., 1997). Los fósiles que contiene indican una edad Givetiense-Frasniense. La sucesión devónica culmina con dos formaciones con litologías esencialmente siliciclásticas, a las que se suele hacer referencia conjuntamente con la denominación de Areniscas del Devónico Superior (Colmenero, 1976). Afloran principalmente en la parte alta de la ladera oriental del valle de la Almozarra, pero al sureste de Lumajo, al ser desplazadas por una falla, aparecen ocupando casi toda esa ladera (Figura 2). La primera de ellas es la Formación Nocedo (Comte, 1936, 1959), de edad Frasniense, com-

Figura 7. Afloramiento de las lutitas de la Fm. Valporquero al norte de Lumajo.

El registro fósil de la Formación Santa Lucía La formación Santa Lucía posee un marcado carácter arrecifal; de hecho, de los distintos episodios arrecifales que se suceden a lo largo del Devónico cantábrico, el que aparece representado en esta unidad es el que mayor entidad posee, tanto por el volumen total de rocas bioconstruidas como por la variedad y extensión de las biocontrucciones presentes en ella (Soto et al., 1994). El medio de depósito fue una plataforma de baja pendiente que estuvo condicionada por ligeros cambios eustáticos y, en menor medida, por algunos factores tectónicos. Las bioconstrucciones más frecuentes en esta unidad tienen morfología de

biostromo, aunque también existen varios ejemplos de biohermos, habitualmente de un tamaño relativamente pequeño; no obstante, es frecuente que varias bioconstrucciones aparezcan de forma superpuesta, dando origen a edificios de mayor entidad. Las diferentes tipologías de bioconstrucciones aparecen distribuidas a lo largo de la plataforma obedeciendo a factores como la fuerza del oleaje y de las corrientes, la profundidad, la turbidez del agua y la presencia/ausencia de barreras. Así, en los ambientes donde la energía del agua era mayor y la turbidez escasa, se desarrollaron biostromos construidos, mayoritariamente, por

estromatoporoideos y corales tabulados de crecimiento masivo. En zonas más tranquilas, con menor energía y turbidez más elevada (por ejemplo, áreas algo más profundas o protegidas por detrás de un biohermo o una barrera), predominaban los biostromos construidos por corales rugosos fasciculados y corales tabulados ramificados. Cerca del margen de la plataforma se desarrollaron algunos biohermos constituidos por estromatoporoideos y corales tabulados y rugosos. De forma ocasional, el crecimiento de estas bioconstrucciones podía ser abortado por un aumento rápido de la turbidez, lo que favorecía el asentamiento de biostromos de corales tabulados ramificados.

Pigidio de un trilobites Asteropygino (Los Barrios de Luna). Escala = 5 mm.

Todas estas bioconstrucciones cuentan con una gran variedad de fauna bentónica acompañante (braquiópodos, equinodermos, trilobites, briozoos, moluscos, poríferos, y un largo etcétera).

1: Sección de un coral tabulado Alveolítido (Santa Lucía de Gordón). 2: Sección de un coral tabulado Favosítido (Aviados). 3: Sección de un estromatoporoideo (Aviados). 4: Braquiópodos (La Pola de Gordón). 5-6: Briozoos (La Pola de Gordón y Mirantes de Luna). 7: Crinoideos (Piedrasecha). Barras de escala = 5 mm.

Figura 8. Afloramientos de las calizas de la Fm. Moniello-Santa Lucía en el valle de la Almozarra. En el fondo del valle aparecen las lutitas de la Fm. Valporquero, en gran parte cubiertas por vegetación.

El registro fósil de la Formación Huergas Esta unidad se depositó en una plataforma muy inestable que sufrió una subsidencia (hundimiento progresivo) muy rápida. A ella llegaban, de forma masiva, sedimentos de naturaleza siliciclástica, lo que abortó la precipitación de carbonatos que predominó durante el depósito de la formación subyacente. En este medio de energía relativamente alta, la acción de las corrientes y del oleaje redistribuía los sedimentos, formando barras que, paulatinamente, iban aproximándose a la línea de costa. En posiciones más distales (más alejadas de la costa, de mayor profundidad y de menor energía) y en

las zonas menos turbulentas situadas entre las barras de sedimento, se producía un depósito de materiales mucho más finos; estos ambientes son los que presentaron un mayor desarrollo de fauna, cuyos restos, tras ser movilizados como el resto de sedimentos, dieron origen a las barras bioclásticas que ocasionalmente aparecen en esta unidad. En general, el contenido paleontológico de la Formación Huergas es relativamente escaso. En la mitad inferior aparecen organismos bentónicos como braquiópodos, corales solitarios, moluscos bivalvos, trilobites y otros artrópodos, equinodermos, así como otros grupos

de carácter más pelágico (cefalópodos de tipo goniatites y peces placodermos) o incluso planctónico (ostrácodos y tentaculítidos, fundamentalmente). También son frecuentes algunos icnofósiles característicos de medios poco oxigenados y relativamente profundos. A lo largo de la Formación Huergas se aprecia una profundización progresiva de la cuenca, lo que se traduce en una sustitución gradual de la fauna bentónica por otra de tipo pelágico. De este modo, hacia el techo de la formación se hacen más abundantes los cefalópodos de tipo goniatites y ortoceras. Aunque el contenido paleontológico de la Formación Huergas no destaca por su abundancia, ha resulta-

Céfalon de un trilobites Phacópido (Huergas de Gordón). Barra de escala = 5 mm.

do muy útil para datar los distintos niveles de esta unidad con mucha precisión.

1: Braquiópodos y tentaculítidos (Mirantes de Luna). 2: Ostrácodo (Mirantes de Luna). 3: Bivalvo (Llombera). 4: Pigidio de Alcaldops alcaldei (Lumajo). 5: Reconstrucción de A. alcaldei. 6: Pigidios de trilobites Phacópidos. 7-8: Placa ósea de un placodermo y detalle de su ornamentación (Llombera). Escalas = 5 mm (excepto “2”).

El registro fósil de la Formación Portilla En esta unidad aparece representado un nuevo episodio arrecifal, el segundo en importancia dentro del contexto del Devónico cantábrico. El depósito de esta formación se inicia con la interrupción de la llegada de los sedimentos siliciclásticos que dieron lugar a la Fm. Huergas, lo cual favoreció la precipitación de calizas. El medio sedimentario era una plataforma somera y bien oxigenada, cuya propia topografía controlaba el nivel de energía del agua y su grado de turbidez. Así, en la franja de mayor energía se desarrollaron barras bioclásticas durante las fases transgresivas y construcciones arre-

cifales durante las regresiones; estas barreras delimitaban un área de lagoon que se extendía hacia la línea de costa y donde la energía era mínima y las condiciones tranquilas. Más allá de dichas barreras y/o construcciones, en zonas más externas y profundas, tuvo lugar una sedimentación de material fangoso. En general, en las zonas más energéticas se desarrollaron biohermos aislados de pequeño tamaño y constituidos, fundamentalmente, por organismos coloniales masivos (estromatoporoideos y corales tabulados y/o rugosos). En los surcos delimitados por dichos biohermos, se desarrollaron diversos tipos de bios-

tromos (construidos por corales tabulados masivos y corales rugosos masivos y/o fasciculados, entre otros). En las zonas más profundas, con menor energía pero con mayor turbidez, se desarrollaron biostromos de corales tabulados ramificados y laminares; gracias a su mayor tasa de crecimiento, estos organismos presentaban una mejor capacidad de respuesta ante episodios de sedimentación rápida, que de otro modo podrían enterrarlos. Además, la abundancia de fango causaba una escasez de sustratos rígidos en los que los organismos pudieran anclarse, por lo que muchos de sus fósiles exhiben evidencias de competencia, sobrecrecimientos postmorten o epizoos asociados.

Coral rugoso de morfología cilíndrica (Valdoré). Barra de escala = 5 mm.

1: Coral rugoso colonial masivo del género Phillipsastrea (Matallana de Torío). 2: Coral tabulado masivo del género Heliolites (La Valcueva). 3: Coral dendroide incrustante del género Aulopora (La Valcueva). 4: Coral tabulado ramificado del género Thamnopora (Valdoré). 5: Coral rugoso solitario ceratoide o con forma de cuerno (Valdoré). 6: Pigidio de un trilobites Phacópido (Llombera). Barras de escala = 5 mm.

puesta por unos 300 m de areniscas, a veces con cemento carbonatado, cuarcitas y lutitas. Sobre ella se encuentra en contacto neto la Formación Ermita (Comte, 1936, 1959), con areniscas ferruginosas en la parte inferior, y a continuación cuarcitas blancas con algunas

intercalaciones de conglomerados. Su espesor es de unos 200 m, y su edad es Fameniense. Esta formación constituye un depósito transgresivo, y con ella se inicia la secuencia sinorogénica, en estrecha relación con el desarrollo de la Orogenia Varisca.

Glosario

Figura 9. Afloramiento de las calizas de la Fm. Candás-Portilla al sur de Lumajo, en el entorno de la Cascada de Lumajo.

Arrecife: Bioconstrucción compleja constituida por una gran variedad de organismos marinos, que presenta cierta extensión vertical (relieve) y horizontal, pudiendo diferenciarse una zonación en su estructura. Bentónico: relativo al fondo de los ecosistemas acuáticos y cualidad de los organismos que viven en o cerca de él. Bioconstrucción: Cuerpo sedimentario formado por la actividad de seres vivos y constituido por sus esqueletos y por sedimentos atrapados entre ellos. Biohermo: Parte principal del arrecife donde los organismos que lo forman están en posición de vida. Biostromo: Cuerpo de geometría tabular compuesto principalmente por organismos fósiles, pudiendo tratarse tanto de una bioconstrucción con organismos in situ como de una acumulación detrítica de fragmentos de origen orgánico.

Cambio eustático: Cambio del nivel de un océano debido a cambios en el volumen total de agua que contiene o en la configuración de su cuenca. Evento: Fenómeno geológico puntual que queda reflejado en el registro estratigráfico. Formación: Unidad litoestratigráfica fundamental, que puede ser representada en un mapa geológico. Lagoon (laguna costera): Cuerpo costero de aguas someras con una comunicación restringida con el mar, situado detrás de un arrecife o de un conjunto de islas que ejercen un efecto de barrera. Montículo: Bioconstrucción de pequeño tamaño, con morfología domal o lenticular, formada por organismos delicados (incluso unicelulares) y sedimento retenido por ellos. Nectónico (pelágico): cualidad de los organismos que se mueven libremente en la columna de agua. Planctónico: cualidad de los organismos que viven en la columna de agua, pero cuya capacidad de desplazamiento está supeditada a la movilidad de esta. Regresión: Retirada del agua marina de un territorio anteriormente cubierto por ella, como consecuencia de un levantamiento de la corteza terrestre o por un descenso del nivel del mar. Transgresión: Invasión de un territorio emergido por el agua marina, motivada por diversos factores, frecuentemente un ascenso del nivel del mar.

El registro fósil de las “Areniscas del Devónico Superior” Estas unidades presentan un claro contraste con las subyacentes, tanto en lo referente a su naturaleza como en su contenido fósil. A nivel regional, las primeras manifestaciones de la Orogenia Varisca supusieron la elevación de algunos bloques continentales, con la consiguiente subsidencia de la plataforma marina. El primer factor dio origen a nuevas áreas fuente de sedimentos siliciclásticos, cuya llegada a la plataforma abortó, junto a otras causas, la precipitación de carbonatos. El hundimiento de la plataforma redujo su área, lo que provocó una pérdida de ambientes adecuados para el desarrollo de arrecifes. Por otra parte, en el Devónico Tardío y a nivel global, tuvo lugar una fuerte crisis de biodiversidad que causó la desaparición de numerosos grupos de organismos. No existe consenso sobre cuál fue la causa de esta crisis, y posiblemente fueron varias operando de forma complemen-

taria. En cualquier caso, este evento de extinción (en realidad, varios episodios sucesivos) produjo una merma de biodiversidad en todo el planeta (algunos grupos, como los estromatoporoideos o los graptolitos se extinguieron por completo; otros, como los corales rugosos y tabulados o los trilobites, sufrieron una drástica pérdida de diversidad). Todo ello puede percibirse en las Areniscas del Devónico Superior; los arrecifes desaparecen prácticamente por completo y no vuelven a ser frecuentes hasta el Carbonífero (aunque formados por organismos constructores distintos). Estas rocas contienen organismos bentónicos (crinoideos, braquiópodos, moluscos, etc.), que pueden llegar a ser localmente abundantes, aunque la naturaleza de las litologías no es la más adecuada para la preservación de los fósiles y estos suelen aparecer como moldes con poco detalle.

1: Placas pedunculares de crinoideos (Fm. Nocedo, Palazuelo de la Valcueva). 2: Fragmento del pedúnculo de un crinoideo (Fm. Nocedo, Matallana de Torío). 3: Coral solitario (Fm. Nocedo, Palazuelo de la Valcueva). 4: Braquiópodos (Fm. Ermita, Valdeteja). Escalas = 5 mm.

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El modelado kárstico Conceptos básicos y ejemplos en la montaña cantábrica leonesa 1

R. Castaño de Luis, A. Rodríguez García , A. Suárez Rodríguez

1) Instituto Geológico y Minero de España; Unidad de León

l término “karst” alude a un relieve cuyo origen radica en la meteorización química de rocas compuestas, mayoritariamente, por minerales solubles en agua. Entre ellas se encuentran los yesos, las dolomías y, sobre todo, las calizas. En el caso de la cordillera Cantábrica, y más concretamente de la montaña leonesa, el relieve o modelado kárstico es muy frecuente, dada la abundancia de calizas y dolomías. A continuación se exponen brevemente algunos conceptos básicos para conocer e interpretar adecuadamente este tipo de modelado tan singular. Para ahondar en esta temática, se recomienda el trabajo de Fernández et al. (1995).

será la cantidad de CO2 que pueda contener), son factores que favorecen la disolución kárstica. La naturaleza y estructura de la roca también juega un papel primordial, ya que la mayor o menor presencia de componentes no solubles o de superficies de discontinuidad en las rocas (estratificación muy marcada, fracturación, etc.), puede modificar el ritmo de meteorización. En este sentido, las superficies de discontinuidad son zonas de debilidad que favorecen la penetración de las soluciones ácidas y aceleran, por tanto, los procesos de karstificación. Por ello, las calizas tableadas (con estratos muy mar-

Las calizas del Paleozoico, rocas proclives a sufrir procesos kársticos, son muy abundantes en la cordillera Cantábrica. Imagen: macizo del pico Polvoreda o Correcillas.

Procesos kársticos El carbonato de calcio, constituyente fundamental de las calizas, no es soluble en agua pura; sin embargo, cuando esta entra en contacto con el CO2, reacciona, dando como resultado pequeñas cantidades de ácido carbónico. Es entonces cuando las calizas se disocian en aniones HCO3y cationes Ca+2 que pasan a estar disueltos en la solución acuosa. Por tanto, una alta disponibilidad de agua, una concentración de CO2 elevada (procedente de fuentes muy diversas) y las bajas temperaturas (cuanto más fría esté la solución, mayor

Típico relieve kárstico en las calizas devónicas del valle de Los Navares (San Emiliano, León).

Formas de disolución características del exokarst. 1- Pequeño lapiaz desarrollado sobre una pared de roca caliza muy inclinada; en este caso, los canales presentan un desarrollo rectilíneo y todos muestran unas dimensiones similares. Aviados, León. 2- Lapiaz en una pared de roca caliza prácticamente vertical; se aprecian hendiduras muy profundas y otras de menor relieve. Valporquero de Torío, León. 3- Dolina de gran tamaño (nótese la vaca que sirve de escala). Villafeliz de Babia, León.

cados) y muy fracturadas suelen karstificarse más intensa y rápidamente que las calizas masivas.

EL EXOKARST Los procesos kársticos afectan a los macizos calcáreos a diferentes escalas y en todo su volumen. En este sentido, los procesos de karstificación que actúan en la superficie, en contacto con la atmósfera, originan en el exterior de cada macizo un conjunto de formas que se agrupan bajo el término “exokarst”; complementariamente, las formas modeladas en el interior del macizo se identifican con el término “endokarst”. Es importante recalcar que el exokarst y el endokarst están estrechamente relacionados, ya que ambos están originados por los mismos agentes y procesos. Estos procesos exógenos son, ademas, indisociables de otros procesos geomorfológicos (fluvial, glaciar, etc.) que también pueden favorecer o inhibir,

según los casos, la karstificación en las rocas carbonatadas. En un exokarst pueden reconocerse formas erosivas y deposicionales, dando lugar a un paisaje muy característico. A continuación se describen algunas de las formas kársticas, tanto erosivas como deposicionales, más representativas. Los “lapiaces” o “lenares”, consistentes en canales separados por tabiques más o menos afilados, se forman en la superficie por la acción del agua de escorrentía. Su aspecto depende de la pendiente, de la naturaleza de la roca y de otros muchos factores. Las “dolinas” o “torcas” son depresiones, frecuentemente en forma de embudo, a través de las cuales el agua de lluvia y de escorrentía se infiltra en el macizo. Pueden formarse por mera disolución o por el colapso de una cavidad situada por debajo. Cuando las dolinas se presentan en grupos, denominados “campos de dolinas”, es frecuente que en su

evolución lleguen a coalescer, generando una “uvala”. Los “poljés” son áreas planas y habitualmente rodeadas por relieves escarpados. Estas áreas suelen estar rellenas por los restos insolubles de las calizas disueltas (arcillas de descalcificación) así como por sedimentos de origen fluvial. Con frecuencia, sobre los poljés discurren uno o varios cursos de agua que recogen el agua de escorrentía de zonas cercanas y que la conducen al interior del macizo a través de un “sumidero” o “pónor”, alimentando así al endokarst. Estos cursos de agua que discurren por el interior del macizo rocoso pueden volver a alcanzar el exterior a través de una “surgencia”. Cuando el agua aflora al exterior del macizo, suele estar saturada de iones bicarbonato, precipitando con facilidad en las inmediaciones de las surgencias, y frecuentemente sobre restos vegetales; se forman así los depósitos de “travertino” o “toba calcárea”. Otras morfologías son

Formas exokársticas de mayor complejidad. Izquierda: campo de dolinas en el entorno de Peña Moneca y Peña Viva (macizo de Valporquero). Derecha: poljé de pequeñas dimensiones; nótese el fondo plano relleno de arcillas de descalcificación y rodeado por relieves escarpados, así como un curso de agua que penetra en el macizo a través de un sumidero o pónor (en primer plano). Viadangos de Arbas, León.

abandonar unos a costa de ocupar otros como consecuencia de la variación del nivel freático (por ejemplo, por la progresiva incisión de un río, descensos o subidas en el nivel del mar, etc.).

Espeleotemas

1- Garganta resultante de la acción de varios agentes modeladores, incluidos los kársticos. Garganta del Cares, Caín de Valdeón, León. 2- Surgencia en las hoces de Valdeteja. Las Majadas del Caserío, León. 3- Desarrollo de tobas calcáreas o travertino en las inmediaciones de una surgencia. Caín de Valdeón, León.

las denominadas “fluviokársticas”, entre las que se encuentran las “gargantas” y los “cañones”, que son valles profundos y angostos por los que discurre un cauce principal y que, a su vez, suele marcar el nivel freático de las formas endokársticas. En el origen de este conjunto de formas han intervenido fundamentalmente procesos de disolución kárstica, pero su dinámica está asociada también a la acción de procesos fluviales.

EL ENDOKARST Este término se refiere al conjunto de formas modeladas por los procesos kársticos en el interior de un macizo rocoso. Como ya se adelantó, la disolución de los macizos rocosos progresa prioritariamente a favor de sus superficies de discontinuidad; estas zonas de debilidad constituyen

los caminos más sencillos (no necesariamente los más cortos), y es en torno a ellos donde se desarrollan las distintas cuevas, cavidades o conductos kársticos, las “galerías” (si tienden a la horizontal) y las “simas” (si son verticales). El lugar donde se cruzan dos o más conductos, suele dar lugar a “cámaras” o “salas”, tanto por procesos de disolución como por procesos gravitacionales. Dentro del endokarst se distinguen dos zonas principales: la “zona vadosa”, con circulación hídrica vertical (debida, sobre todo, a la infiltración), y la “zona freática”, situada en la base del endokarst y con circulación permanente. Entre ambas aparece la “zona epifreática”, con circulación estacional de carácter fluvial. Todo el entramado de conductos kársticos está al servicio de la circulación hídrica, que puede

Son depósitos minerales generados en las cuevas (téngase en cuenta que no todas las cuevas ni todos los espeleotemas, como los espeleotemas primarios o singenéticos de las cuevas volcánicas, tienen un origen kárstico). En las cavidades kársticas los espeleotemas son secundarios (no se forman a la vez que la cavidad, sino con posterioridad) y suelen ser de carbonato de calcio. Durante el proceso de filtración, el agua llega a saturarse en iones carbonato, tanto más cuanto mayor sea su contenido en CO2. Al llegar a una cámara o una galería, el agua tiende a igualar su carga de CO2 con la del entorno, cediendo parte a la atmósfera circundante. Como consecuencia, la reacción de karstificación se invierte y parte del carbonato disuelto precipita, dando lugar a distintos tipos de espeleotemas que, por su ubicación, pueden ser “cenitales” (techo), “parietales” (paredes) o “pavimentarios” (suelo). Muchos espeleotemas experimentan un crecimiento secundario (en grosor, a base de añadir capas de CaCO3) si se dan las condiciones adecuadas. Para conocer con más profundidad este tipo de estructuras, se recomiendan los trabajos de Hill y Forti (1997) y Self y Hill (2003).

Ambientes espeleogénicos Son aquellos que poseen un grado de humedad, una concentración de CO2 y una disponibilidad de CaCO3 adecuados para el desarrollo de espeleotemas. Ambientes subaéreos: En ellos, obviamente, el desarrollo de espeleotemas está mediado por el agua (goteo, flujo laminar, etc.), pero su depósito tiene lugar en un entorno aéreo, no sumergido. La influencia de la gravedad provoca que muchos de estos espeleotemas sean alargados y que su eje sea vertical.

Izquierda: ambiente espeleogénico de tipo subaéreo; nótese el predominio de espeleotemas verticales y alargados. Sala de Pequeñas Maravillas, cueva de Valporquero. Derecha: ambiente espeleogénico de tipo subacuático; por debajo del nivel del agua, los espeleotemas son globulares. Los Baños de Diana, cueva de Valporquero.

1- Espeleotemas monocristalinos de calcita, formados en condiciones hidrotermales. Los Barrios de Luna, León. 2- Espeleotemas de calcita, aragonito y carbonatos hidrosolubles. Cueva de Valdelajo, Sahelices de Sabero, León. 3- Detalle de la imagen anterior. 4- Colada de aragonito fibroso con alto contenido en cobre, que le confiere un tono verdoso. Mina La Profunda, Cármenes, León. 5- Incipientes estalactitas tubulares de aragonito con alto contenido en sulfuros de cobre, hierro, níquel y cobalto. Mina Divina Providencia. Villanueva de Pontedo, León. 6- Diminutos espeleotemas monocristalinos de yeso en una mina de arsénico. Valverdín, León.

Ambientes subacuáticos: Aparecen en lugares sumergidos de forma permanente o estacional (tanto en régimen vadoso como freático), por lo que los espeleotemas se forman bajo el agua. La influencia de la gravedad es menor, y son, por el contrario, la presión hidrostática dentro del agua y la tensión superficial en su superficie las que condicionan en mayor medida su morfología (la primera

tiende a modelar espeleotemas redondeados, ya que actúa por igual en todas las direcciones, y la segunda, planos y horizontales). Suelen ser de calcita y/o aragonito (ambos son minerales constituidos por carbonato de calcio, pero cristalizan en sistemas diferentes; además, el aragonito es más ines-

table que la calcita y suele aparecer en un porcentaje mucho menor). No obstante, existen muchas sustancias que pueden intervenir en su composición. En condiciones normales de presión y temperatura, estos minerales forman agregados microcristalinos, pero en condiciones hidrotermales (temperatura y presión altas) pueden ser macrocristalinos o incluso monocristales.

Los espeleotemas kársticos tienen muchas utilidades más allá de su mero aprovechamiento recreativo en las cuevas turísticas. Su posición y su grado de desarrollo informan sobre el origen y evolución de las cavidades (por ejemplo, los espeleotemas subacuáticos de la imagen atestiguan dónde se situó el nivel freático de la cueva de Valporquero en el pasado, aunque ahora esté a una cota muy inferior). Además, el desarrollo secuencial de estas estructuras provoca que cada lámina de calcita se agregue en un momento y bajo unas condiciones concretas, por lo que cada espeleotema constituye un registro muy fiable de la evolución climática de su entorno desde que comenzó su depósito (Gázquez y Calaforra, 2016; Martín Chivelet et al., 2004).

Sección pulida de un espeleotema en el que se aprecia con claridad la superposición de láminas de calcita. El ejemplar de la imagen procede de la célebre cantera de “falsa ágata” de Los Barrios de Gordón (valle del Bernesga), en la que se explotaron depósitos de origen kárstico con fines ornamentales. La denominación “falsa ágata” alude a la similitud del bandeado de estos espeleotemas con el del ágata, aunque esta tiene un origen y una composición totalmente distintos.

Naturaleza de los espeleotemas

Bibliografía Gázquez, F. y Calaforra, J. M. (2016). Los espeleotemas: un archivo de información paleoambiental de los últimos millones de años. Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 24-1, 42-50. Fernández, E., Herrero, N., Lario, J., Ortiz, I., Peiro, R. y Rossi, C. (1995). Introducción a la geología kárstica. Federación Española de Espeleología, Madrid, 202 pp. Hill, C. A., Forti, P. (1997). Cave minerals of the world. National Speleological Society, 463 pp. Martín Chivelet, J., Turrero, M. J., Muñoz, M. B. y Domínguez Villar, D. (2004). Los espeleotemas como indicadores del cambio climático. Cubía. Boletín del Grupo Espeleológico Edelweiss, 7, 29-32. Self, C. A., Hill, C. A. (2003). How speleothems grow: an introduction to the ontogeny of cave minerals. Journal of Cave and Karst studies, 65 (2), 130-151. Para citar este artículo: Castaño de Luis, R., Rodríguez García, A. y Suárez Rodríguez, A. (2018). El modelado kárstico. Conceptos básicos y ejemplos en la montaña cantábrica leonesa. GeoLaciana 2018. Aula Geológica Robles de Laciana. Pp: 25-28.

Geomorfología glaciar y periglaciar en el valle de Lumajo (Cordillera Cantábrica) 1

A. Rodríguez García , A. Suárez Rodríguez y V. Alonso

1) Instituto Geológico y Minero de España; Unidad de León 2) Universidad de Oviedo. Departamento de Geología

n el valle de Lumajo se pueden observar varias características o formas del relieve que evidencian la acción de la nieve y el hielo en el pasado. Estas características han permitido catalogarlo como “Lugar de Interés Geológico” (Fernández Martínez y Fuertes Gutiérrez, 2009). El relieve de la cabecera del valle de Lumajo presenta algunos rasgos geomorfológicos que indican que estuvo cubierta por un campo de hielo (ice field). Los campos de hielo son básicamente grandes áreas de acumulación de nieve que comprimida por gravedad se transforma en hielo, denominado “hielo glaciar”, y de las que sobresalen algunos picos y aristas. El antiguo campo de hielo de la cabecera del valle de Lumajo (campo de hielo de Somiedo) se caracteriza en la actualidad por presentar un relieve suave, alomado, con áreas mal drenadas ocupadas frecuentemente por lagunas y turberas, y sobre el que destacan el Cornón (2188 m), el Aspía (1972 m) o la Regada (1954 m) (Figura 1). En algunos de estos picos, como el Cornón (2188 m) y Muxivén (2027 m), se observan varios circos glaciares (glacial cirques). Los circos glaciares son depresiones en forma de anfiteatro y parcialmente limitados por laderas escarpadas. Se trata de zonas de acumulación de nieve que, comprimida por gravedad se transforma en “hielo glaciar”, el cual se mueve ladera abajo, produciendo abrasión y arranque de fragmentos

rocosos, y provocando la profundización del sustrato rocoso y el retroceso de las laderas que lo limitan. En el valle de Lumajo se pueden observar dos tipos de circos glaciares si atendemos a su geometría: “alpinos” (high-alpine cirques) y “en sillón” (armchair cirques). Los “circos alpinos” son depresiones limitadas por laderas no muy escarpadas y con un fondo plano, pendiente (>20º) y con planta triangular. Es el caso de los circos situados en las laderas NE del Cornón (2188 m) y Muxivén (2027 m) (Figuras 2 y 3). Por su parte, los “circos en sillón” son depresiones limitadas por laderas muy

escarpadas y con un fondo con escasa pendiente (<20º); este fondo suele presentar un drenaje deficiente en el que, al retirarse el hielo, se forman turberas, lagunas o lagos asociados, y que a menudo se encuentra limitado en su parte frontal por un umbral a partir del cual la ladera aumenta su pendiente. Es el caso de los circos situados en la laderas SE del Cornón (2188 m) y Muxivén (2027 m) (Figuras 3 y 4). Los circos glaciares del Cornón y del Muxivén también se pueden clasificar atendiendo a su posición respecto al valle de Lumajo: el circo NE del Cornón es un circo “de

Figura 1. Cabecera del valle de Lumajo. Las líneas punteadas indican el límite del campo de hielo y las flechas el flujo del hielo.

Figura 2. Circos glaciares del Cornón (2188 m). Las líneas continuas indican los circos glaciares y las punteadas el límite del hielo glaciar.

cabecera” (valley-head cirque), mientras que los circos del Muxivén son circos “tributarios” (valley-side cirque). Desde el campo de hielo y desde los circos glaciares anteriormente descritos el hielo fluía ladera abajo dando lugar al valle glaciar (glacial valley) de Lumajo (Figuras 5, 6 y 7). Los valles glaciares se caracterizan por presentar un perfil transversal en “U” o en artesa. Las características más importantes de estos valles son los fondos planos y laderas escarpadas que, en ocasiones, pueden presentar “límites de valle” (trimlines) que delimitan aumentos bruscos de pendiente provocados por el nivel alcanzado por el hielo en el glaciar de valle. En el valle de Lumajo, el antiguo fondo de valle glaciar y los “límites de valle” presentan una diferencia de cota

Figura 3. Circos glaciares del Muxivén (2027 m). Las líneas continuas indican los circos glaciares.

mínima aproximada de 200 m, por lo que se estima que el hielo también alcanzó este espesor mínimo (Alonso y Suárez Rodríguez, 2004). En el fondo de este valle también se observa un escarpe originado por el encajamiento de la red de drenaje fluvial actual (Figura 7). Los glaciares rocosos (rock glaciers) son depósitos de fragmentos de rocas angulosos, frecuentemente elongados, con múltiples crestas y surcos arqueados a favor de la pendiente y un frente y laterales escarpados, particularmente cuando están activos. Suelen desarrollarse en áreas montañosas; a menudo sus cabeceras se localizan en antiguos circos glaciares, o bien al pie de escarpes cubiertos por depósitos de ladera o de otro tipo. Existen dos hipótesis sobre su origen; la primera, el “origen glaciar”, sugiere un depósito de rocas sobre un

Figura 4. Circo glaciar SE del Muxivén (2027 m). Se observa, en el centro de la fotografía, el umbral rocoso y, por encima de este, un depósito de morrena de nevero.

glaciar, que evoluciona a una masa de derrubios con hielo que se desplaza lentamente; y la segunda, el “origen periglaciar”, los explica como depósitos de rocas, que pueden proceder de depósitos de ladera, con hielo intersticial (entre un 30-50% del volumen total) y que en conjunto se mueven por gravedad. Los glaciares rocosos se clasifican como “activos” cuando presentan hielo intersticial y movimiento, “inactivos” cuando presentan hielo pero con tasas de movimiento nulas o muy bajas, y “relictos” o “fósiles” cuando no presentan hielo ni movimiento. Los glaciares rocosos de la Cordillera Cantábrica son “relictos”. En esta zona de la cordillera, se localizan generalmente dentro de antiguos circos glaciares con orientaciones próximas al N (de NO a NE), con los frentes, generalmente, por encima de los 1300 m (Alonso, 1989) y en sustratos silíceos. En el valle de Lumajo destacan los glaciares rocosos del Muxivén, localizados entre los 1.700-1.500 m, orientados al E y NE, y sobre un sustrato silíceo (Figura 8). Las morrenas de nevero (protalus rampart) son depósitos de fragmentos de rocas angulosos, con forma de cordón alargado y arqueado en planta, similar a una morrena glaciar. Si bien algunos autores piensan que se originan a partir de la caída de rocas desde un escarpe, su resbalamiento sobre un nevero y su posterior acumulación en su límite inferior (Blagbrough y Breed, 1967), otros autores los consideran glaciares rocosos embrionarios, constituyendo así la primera modificación de una ladera por la acción del hielo y la nieve intersticial (Barsch, 1996). En el valle de Lumajo destacan las morrenas de nevero de las laderas nororientales del Muxivén (2027 m) y de la Regada (1954 m) (Figura 9).

Figura 5. Valle glaciar de Lumajo. Las líneas punteadas y discontinuas indican los posibles “límites de valle glaciar” (trimlines) y la línea continua el escarpe originado por el encajamiento de la red de drenaje fluvial actual.

Estudios realizados a lo largo de la Cordillera Cántabro-Pirenaica apuntan a que el hielo de la Cordillera Cantábrica (Jalut et al., 2010) tuvo su máxima extensión hace más de 48.000 años; durante esta fase, la zona de estudio probablemente estaba cubierta por un gran campo de hielo (ice field). Posteriormente, entre los 48.00013.000 años antes del presente, se produjo un retroceso glaciar; durante esta fase, en la zona de estudio la nieve y el hielo se concentraban principalmente en valles y circos glaciares. Por último, hace aproximadamente 13.000 años, las condiciones climáticas provocaron la desaparición del hielo de los valles y circos glaciares, y limitaron la presencia de nieve y hielo a los neveros, primero permanentes y después estacionales, y

al hielo intersticial presente en los glaciares rocosos, denominado “hielo periglaciar” y que no sería visible en superficie.

La ladera oriental del Muxivén (2027 m) Las formas del relieve anteriormente descritas se pueden observar en la ladera oriental del Muxivén (2027 m). En esta ladera, las relaciones geométricas y el grado de conservación de estas formas permiten organizarlas en dos fases crono-genéticas: fase de valle y circos glaciares y fase de glaciares rocosos y morrenas de nevero. Además, destacan los procesos gravitacionales (Figura 8). En la fase de valle y circos glaciares se incluyen los circos NE y SE del Muxivén

(2027 m) y el valle glaciar de Lumajo. De estos dos circos glaciares, el circo suroriental presenta un fondo subhorizontal a 1780 m (armchair cirque) con un umbral rocoso asociado, mientras que el circo nororiental se caracteriza por tener un fondo inclinado (high-alpine cirque). En la actualidad, los escarpes que limitan estos dos circos se encuentran afectados por procesos gravitacionales (desprendimientos y avalanchas de rocas) y están fosilizados en su base por depósitos de ladera asociados (canchales y depósitos de avalanchas de rocas). Estos circos glaciares eran tributarios del glaciar de valle de Lumajo, contribuyendo con sus aportes de hielo a alimentar la lengua que ocupaba el fondo del valle. El paso de este glaciar por esta ladera ha quedado registrado por

Figura 6 (izquierda). En el valle glaciar de Lumajo la ladera oriental (en primer plano) es menos pendiente que la ladera occidental (al fondo). Esta asimetría está condicionada por la litología, menos competente en la ladera oriental (intercalaciones lutíticas) y más competente en la occidental (unidades carbonatadas). Figura 7 (derecha). Valle glaciar de Lumajo. Se observa en primer término el escarpe originado por el encajamiento de la red fluvial actual.

Figura 8. Interpretación geomorfológica de la ladera oriental del Muxivén (2027 m). Panorámica Google Earth.

depósitos de till, dispersos y de poco espesor (Figura 10), y en la propia geometría de la ladera, irregular y escalonada (Figura 11). Los depósitos de till son sedimentos transportados y depositados por el hielo y se caracterizan por ser polimícticos (constituidos por diferentes litologías, aquellas afectadas por el paso del hielo), heterométricos (tamaños variados y con abundantes finos), de angulosos a subredondeados y rara vez redondeados, y frecuentemente con los fragmentos de mayor tamaño estriados. Por su parte, las vertientes irregulares son características de laderas afectadas por el paso del hielo; sin embargo, cabe decir que en la ladera oriental del Muxivén (2027 m), además del modelado glaciar, se debe tener en cuenta la acción de los

procesos kársticos, con desarrollo de dolinas en las litologías carbonatadas, y los procesos gravitacionales, con presencia de escarpes y depósitos de ladera asociados; esta combinación de procesos glaciares, kársticos y gravitacionales, a la vez que aumentan la diversidad de las formas del relieve, dificultan la interpretación geomorfológica de esta ladera. Los glaciares rocosos y las morrenas de nevero se relacionan con una fase periglaciar que redujo la presencia de hielo y nieve con respecto a la fase anterior. En la ladera oriental del Muxivén (2027 m) se han reconocido tres glaciares rocosos (dos en el circo SE y uno

en el circo NE) y cinco depósitos con morrenas de nevero asociadas (tres en el circo SE y dos en el circo NE). Los glaciares rocosos se caracterizan por presentar varias crestas y surcos arqueados y subparalelos (Figuras 12 y 13). Atendiendo al grado de conservación de las crestas y surcos se pueden diferenciar un mínimo de dos pulsos. En el glaciar rocoso septentrional del circo SE, se pueden diferenciar dos unidades (g1 y g2); la unidad inferior (g1) presenta crestas y surcos concéntricos y elongados, mientras que la unidad superior (g2) los

Figura 9. Morrena de nevero de la Regada (1954 m).

presenta concéntricos, semicirculares, más continuos, mejor conservados, y apoyándose la cresta más distal sobre los surcos y crestas de la unidad inferior (g1); estas características permiten interpretar la unidad g2 posterior a la g1. Por otra parte, los glaciares rocosos del circo SE se pueden diferenciar por su granulometría; el glaciar rocoso meridional (g1*), a diferencia del septentrional (g1 y g2), presenta una alta densi-

Figura 10. Depósito de till en las proximidades de la cueva la Ensancha.

dad de bloques de grandes dimensiones; esta diferencia granulométrica podría deberse a que los derrubios del glaciar rocoso meridional (g1*) pudieron ser aportados por un desprendimiento masivo o una avalancha de rocas (caracterizados por fragmentos de roca de grandes dimensiones), mientras que en el caso del glaciar rocoso septentrional (g1 y g2) los aportes procederían de depósitos de tipo canchal (caracterizados

Figura 11. La geometría irregular y escalonada de la ladera oriental del Muxivén favorece el desarrollo de lagunas y turberas.

por fragmentos de rocas de dimensiones menores). En los glaciares rocosos (g1 y g1*) del circo SE del Muxiven, las crestas frontales presentan un contacto neto y unas dimensiones mayores respecto a las crestas interiores. Estas características podrían permitir interpretar el frente de ambos depósitos como morrenas glaciares, parcialmente retrabajadas por procesos periglaciares. Por otro lado, las morrenas de nevero se caracterizan por presentar crestas individualizadas y menos arqueadas que las de los glaciares rocosos. El mejor grado de conservación de las morrenas de nevero respecto a los glaciares rocosos permiten interpretarlas como posteriores a estos, si bien en algunos casos podrían ser coetáneos, habiéndose formado las morrenas de nevero en orientaciones menos favorables para la conservación del hielo que la de los glaciares rocosos. Por último, las condiciones climáticas ya no permitieron la presencia de hielo y nieve permanente, provocando la fusión del hielo contenido en los glaciares rocosos y morrenas de nevero y, en consecuencia, generando la desestabilización de sus frentes principalmente por procesos gravitacionales de tipo flujo (Figura 14).

Figura 12. Glaciar rocoso septentrional (g2) del circo glaciar SE del Muxivén.

Figura 13. Detalle de las crestas y surcos del glaciar rocoso (g1) del circo glaciar NE del Muxivén.

Figura 14. Flujo en el frente del glaciar rocoso del Muxivén.

Bibliografía Alonso, V. (1989). Glaciares rocosos fósiles en el área Degaña-Leitariegos (occidente de Asturias, Cordillera Cantábrica). Cuaternario y Geomorfología, 3 (1-4). 9-15. Alonso, V. y Suárez Rodríguez, A., (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. Barsch, D. (1996). Rockglaciers. Springer. 331 pp. Blagbrough, J. W. y Breed, W. J. (1967). Protalus rampart on Navajo Mountain, southern Utah. Am. J. of Science, 265. 759-772. Fernández Martínez, E. y Fuertes Gutiérrez, I. (2009). Lugares de Interés Geológico. León. DVD publicado por la Fundación Patrimonio Natural, Junta de Castilla y León. ISBN 987-84-692-5657-2. Goudie, A. S. (2004). Encyclopedia of Geomorphology. Routledge, 1156 pp. 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 te last deglaciation phases in the western Mediterranean. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 297, 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. Santos González, J. (2011). Glaciarismo y periglaciarismo en el Alto Sil, provincia de León (Cordillera Cantábrica). Tesis doctoral. Departamento de Geografía y Geología. Universidad de León. Para citar este artículo: Rodríguez García, A., Suárez Rodríguez, A. y Alonso, V. (2018). Geomorfología glaciar y periglaciar en el valle de Lumajo (Cordillera Cantábrica). GeoLaciana 2018. Aula Geológica Robles de Laciana. Pp: 29-34.

La cueva La Ensancha Un ejemplo de endokarst en el valle de Lumajo 1

R. Castaño de Luis, A. Rodríguez García , A. Suárez Rodríguez

1) Instituto Geológico y Minero de España; Unidad de León

Marco geológico El sector oriental de la comarca de Laciana se encuentra en el extremo occidental de la Zona Cantábrica, que es la zona más externa del orógeno Varisco en el noroeste de la Península Ibérica. En este sector afloran rocas de una secuencia paleozoica muy completa, constituida por depósitos marinos someros de carácter preorogénico, sobre los que se disponen de modo discordante un conjunto de materiales sinorogénicos de origen continental. La localidad de Lumajo está ubicada en el valle de la Almozarra; al norte de dicha localidad las rocas que se observan pertenecen a la serie paleozoica preorogénica, una alternancia de rocas siliciclásticas y carbonatadas con edades comprendidas entre el Cámbrico y el Carbonífero, que forman parte del Sinclinal de La Vega de los Viejos, localizado en la Escama de Villar de Vildas, la más occidental de aquellas que conforman el Manto de Somiedo (Toyos, 2017). Este valle se sitúa en las formaciones que conforman el flanco occidental de dicho pliegue y, como estas, sigue un trazado NNW-SSE. Aquí, los afloramientos de rocas carbonatadas (especialmente las Formaciones La Pedrosa -incluida en el Grupo La Vid-, Santa Lucía y Portilla, todas ellas del Devónico), han sido modelados por procesos kársticos. Prueba de ello son las numerosas cuevas que existen en el entorno de Lumajo (las cuevas del Vatse, de los Xatos, de Las Vacas, del Oso, del Balcón, del Mapa, etc.). A unos 2,5 km al NNW de Lumajo, las rocas carbonatadas de las Fms. Felmín y La Pedrosa (Devónico Inferior, Lochkoviense-Emsiense) exhiben un notable modelado kárstico. En los

parajes de La Ensancha, Palombas y Navariego, las formas exokársticas son muy llamativas, si bien aparecen algo desfiguradas como consecuencia de los usos del territorio. Desde estos lugares puede accederse a la cueva La Ensancha, un sistema endokárstico bien desarrollado, que posee muchas de las características definitorias de las cavidades kársticas.

Descripción de la cavidad La red de conductos de esta cavidad, aunque compleja (a día de hoy no se ha levantado una topografía detallada), se puede organizar en al menos tres niveles. Al superior puede accederse desde varias entradas, que desembocan en una cámara de gran tamaño cuyo pavimento está muy inclinado y cubierto por numerosos clastos. Esta cámara se ha originado a favor de varias fracturas (ENE-WSW) perpendiculares a la estratificación (NNW-SSE) con buzamientos entre 50 y 70º, inclinación que también puede apre-

ciarse en las cámaras y conductos generados a favor de la misma). En este nivel se aprecian numerosos colapsos del techo y un escaso desarrollo de espeleotemas. Varios conductos comunican este nivel con el intermedio, aunque algunos son intransitables. El que mejor accesibilidad ofrece es un conducto subvertical que desemboca en una cámara, nuevamente inclinada. Desde este punto parten galerías de sección circular, con escasa pendiente y desarrolladas a partir de fallas, que coexisten con otras galerías de mayor tamaño, más inclinadas y con numerosos clastos, cuyo origen parece estar condicionado por las superficies de estratificación. En este nivel intermedio, el desarrollo de espeleotemas es mayor y las evidencias de una circulación hídrica actual o subactual son recurrentes. En el extremo distal de este nivel, varias coladas señalan la dirección de una corriente reciente, que en la actualidad debe circular por un nivel aún más bajo e inaccesible.

Lumajo

Paraje de Navariego, donde se sitúa la entrada a la cueva La Ensancha (UTM; H:29T, X:721878, Y:4764982).

Mapa geológico del valle de La Almozarra (Lumajo, León) y situación de la cueva La Ensancha. Modificado de Crespo Zamorano, A. (1978) y Navarro Vázquez, D. (1982).

Inventario de espeleotemas A continuación se presenta una descripción detallada de los espeleotemas más frecuentes en la cueva La Ensancha; no obstante, cabe recalcar que no se ha llevado a cabo un inventario detallado de esta cavidad, por lo que es posible que el listado de espeleotemas sea mucho más extenso. En realidad, existen numerosas clasificaciones de los espeleotemas; algunas se basan en su morfología, otras en los procesos que los originan, y otras son totalmente informales y carecen de un criterio científico bien definido (se usan para fines turísticos, fundamentalmente). En este trabajo se sigue la clasificación propuesta por Hill y Forti (1997), cuya referencia bibliográfica puede consultarse en la página 28 de esta revis-

Aspecto del acceso principal a la cueva La Ensancha.

ta. Dado que la mayoría de las investigaciones sobre el desarrollo y clasificación de espeleotemas han sido publicadas en revistas en lengua inglesa, se incluyen las denominaciones de estos en dicho idioma.

Espeleotemas subaéreos En la cueva La Ensancha son especialmente abundantes en aquellas zonas que no han sufrido procesos gravitacionales recientes y que, por consiguiente, exhiben un grado de reconstrucción litoquímica (es decir, precipitación carbonatada) relativamente alto. Sin embargo, los espeleotemas subaéreos de gran tamaño y muy desarrollados no resultan abundantes, lo que podría apuntar a la actuación de procesos gravitacionales (colapsos y desplomes recientes) o a una baja tasa en la entrada de aportes hídricos, bien sea por una escasa infiltración, o bien debida a la ausencia de cursos de agua accesorios a aquel que da origen a los conductos principales. Estalactitas (stalactites) Son depósitos colgantes, más o menos cónicos y de dimensiones muy variables, que ocupan posiciones cenitales en la mayoría de cavidades de origen kárstico. Ocasionalmente, también pueden aparecer en ubicaciones parietales, asociadas a otros espeleotemas. Las estalactitas se desarrollan a partir del goteo de agua saturada en carbonato de calcio, precipitando este cuando se produce una pérdida de dióxido de carbono en la solución al alcanzar espacios con una concentración menor de este gas. Se caracterizan por presentar un canal central (conducto primario por el que circula el agua que

alimenta al espeleotema), que se encuentra delimitado por una fina capa de cristales de carbonato cálcico. Alrededor de este canal se produce una precipitación posterior de cristales, cuyos ejes principales se disponen de forma perpendicular al mismo y que permiten que la estalactita crezca en grosor (es decir, que manifieste un crecimiento secundario a base de la paulatina adición de láminas, debido al flujo capilar de agua saturada desde el conducto primario hacia el contorno exterior y, sobre todo en las de mayor grosor, debido también a la circulación laminar del agua por el contorno exterior). Existen varias formas de clasificar las estalactitas, obedeciendo a criterios morfológicos (aspecto de la superficie, uniformidad del contorno, etc.) y mineralógicos (aunque las estalactitas más frecuentes estén formadas por calcita, existen numerosos minerales que pueden precipitar con morfologías similares). En la cueva La Ensancha la mayoría de las estalactitas muestran longitudes decimétricas, si bien existen algunos ejemplos de gran tamaño. Estalagmitas (stalagmites) Las estalagmitas son depósitos de carbonato de calcio con una estructura maciza, es decir, carentes de canal central, que ocupan de forma característica posiciones pavimentarias en el interior de las cavidades kársticas. Su forma es convexa y su ápice suele ser redondeado. En ellas, los cristales de calcita se orientan de forma perpendicular a la superficie de crecimiento. Exhiben un característico desarrollo secundario que les permite crecer en grosor, mediado por la adición de láminas de cristales de calcita. Tienen

Arriba: colapso de varias capas de caliza en una galería de la cavidad; los bloques desprendidos han obturado este conducto casi por completo, impidiendo el paso. Abajo: conducto con abundantes clastos cementados en el pavimento.

Varios pares estalactita-estalagmita, surgidas por la infiltración de agua a través de una fisura cenital. Sobre la superficie de las estalactitas se están desarrollando sutiles formas coraloides. Conducto en el sector inferior de la cueva La Ensancha, con desarrollo de numerosas estalactitas tubulares.

su origen en el goteo de agua desde el techo o desde otros espeleotemas (habitualmente estalactitas); como consecuencia del impacto de la gota contra el suelo, el agua pierde dióxido de carbono y se produce la precipitación de carbonato cálcico. La distancia desde la que se produce el goteo, la frecuencia con que este tiene lugar y la concentración de carbonato de calcio en la solución, determinarán la anchura y la altura de la estalagmita resultante, así como el aspecto de su superficie. En la cueva La Ensancha son muy frecuentes las estalagmitas domales (con forma semiesférica), aunque también existen buenos ejemplos de estalagmitas columnares (más alargadas y con menor grosor). Columnas (columns) Este tipo de espeleotemas se desarrolla a partir de un par estalactita-estalagmita que han alcanzado un elevado nivel de desarrollo, hasta el punto de que llegan a

contactar entre ellas. Cuando ambas se unen, comienza el crecimiento en anchura como consecuencia de la circulación laminar del agua por la superficie del espeleotema. La morfología externa de las columnas está determinada por la cantidad de agua que fluye, por la concentración de carbonatos que contiene, por la presencia de impurezas, y por la uniformidad de flujo por todo el contorno del espeleotema. En la cueva La Ensancha existen algunos ejemplos de columnas de gran tamaño, especialmente en los conductos inferiores de la cavidad. También existen numerosas columnas de pequeña longitud (escala decimétrica o incluso centimétrica), derivadas de la fusión de pequeñas estalagmitas y delicadas estalactitas tubulares (macarrones) que crecen en una misma vertical. Macarrones (soda straws) Las estalactitas tubulares, popularmente conocidas como “macarrones”, son

finas y delicadas estalactitas en las que no ha existido crecimiento secundario de cristales en torno al canal primario, lo cual puede ocurrir bajo condiciones muy dispares. El grosor de los macarrones no suele sobrepasar los 8 milímetros, y el grosor de sus paredes oscila entre 0,5 y 2 milímetros, mientras que su longitud puede ser muy variable. Una de las situaciones en las que se forman estos curiosos espeleotemas tiene lugar cuando el goteo de agua es lento pero muy constante, de modo que en el ápice de la estalactita existe una gota de agua que nunca se desprende, y las únicas pérdidas hídricas se deben a la evaporación. En este caso, los aportes hídricos que alimentan al espeleotema pueden compensar dicha evaporación, de modo que el tamaño de la gota de agua situada en el extremo es siempre aproximadamente el mismo; dichos aportes también contienen carbonato cálcico en disolución, que precipita en torno a la gota

Varios ejemplos de estalactitas tubulares. 1- conjunto de estalactitas tubulares en un conducto inferior del sistema kárstico; 2- detalle de tres de estos espeleotemas, dos de ellos con desarrollo de excrecencias laterales; 3- estalactita tubular con desarrollo de una excrecencia lateral, a partir de la cual surge un nuevo” macarrón”.

Izquierda: varias estalagmitas de morfología domal (semiesférica) en el pavimento de la cueva La Ensancha. Arriba: secciones pulidas de dos estalagmitas de esta cueva, en las que se aprecia el bandeado de las capas de calcita, así como la dirección de crecimiento de los cristales de este mineral. Barras de escala = 1 cm

apical, contribuyendo a elongar un delicado tubo de calcita que, en algunos casos, puede alcanzar varios metros de longitud. Este contexto de formación contrasta radicalmente con otro también posible, en el que los aportes hídricos son moderados en volumen, pero muestran una tasa de recarga muy acelerada (goteo rápido). Así, se forman macarrones en un plazo de tiempo relativamente corto, si bien su superficie suele ser bastante tosca y su longitud no suele sobrepasar los 20-30 cm. Estas estalactitas tubulares de crecimiento rápido son muy frecuentes en la mayoría de cavidades de origen kárstico, e incluso en ambientes de ori-

Ejemplos de columnas de gran tamaño; estos espeleotemas se forman como resultado de la unión de una estalactita y de la estalagmita presente en la misma línea vertical.

gen artificial (galerías de minas, construcciones humanas, etc.). Las estalactitas tubulares son uno de los espeleotemas cenitales más abundantes en la cueva La Ensancha, especialmente en algunos conductos inferiores de este sistema kárstico. También aparecen asociados a otros espeleotemas, como banderas irregulares, estalactitas en las que la tasa de goteo ha variado con el tiempo, etc. Banderas (draperies) Las banderas son espeleotemas que cuelgan de techos y paredes inclinadas (son uno de los espeleotemas parietocenitales más abundantes). Tienen aspecto de cortina y muy frecuentemente presentan colores bandeados como consecuencia de cambios repentinos en la tasa de recarga hídrica del espeleotema, de la alternancia en el contenido de impurezas en la solución, o de ambas. En las primeras fases de crecimiento de una bandera, el flujo de agua por la pared inicia el depósito lineal de carbonato de calcio; si existe alguna irregularidad en la pared, el agua la esquivará y esto se traducirá en la aparición de ondas en la bandera resultante. Cuando, por crecimiento secundario, esta ha alcanzado un tamaño considerable, el goteo de agua a partir de su borde puede generar pequeñas estalactitas tubulares. En la cueva La Ensancha la mayoría de las banderas aparecen asociadas a otros espeleotemas parietales, como coladas. Por lo general, no suelen mostrar un elevado grado de desarrollo, por lo que apenas existen ejemplos con una superficie relativamente amplia. Coladas (flowstones) Las coladas son revestimientos de calcita (o, en su caso, de otros minerales) que cubren superficies más o menos extensas. Se forman por la precipitación de carbonato cálcico a partir del flujo laminar de agua sobre una superficie de la cueva, de modo que el espesor de las

capas así generadas puede alcanzar varios metros. Están formadas por capas de cristales orientados de forma perpendicular a la superficie de crecimiento, que suele ser muy lisa, si bien su aspecto y textura está condicionada por la topografía original de la superficie que recubren. Así, también existen coladas rugosas, globulares, acanaladas, etc. Las coladas de la cueva La Ensancha aparecen en situaciones muy dispares, aunque resulta evidente que las de mayor desarrollo y complejidad se ubican en los conductos que han mostrado mayor actividad hidrológica. De hecho, las coladas son uno de los espeleotemas que más información aportan sobre el pasado y evolución de cavidades kársticas como esta, sobre la procedencia y dirección del flujo de agua y sobre la magnitud de los aportes hídricos. Formas coraloides (coralloids) Esta denominación engloba a un amplio abanico de espeleotemas que pueden desarrollarse en cualquier situación dentro de una cavidad kárstica, tanto en zonas cenitales, como parietales o incluso pavimentarias, y que con frecuencia también se asocian a otros espeleotemas. Se tratan de depósitos globulares, nodulares o con forma de ramas de coral que, en función de las condiciones parti-

Dos ejemplos de banderas, la superior asociada a una colada parietal, y la inferior culminando en una pequeña estalactita; nótese el delicado bandeado en la imagen inferior.

culares de su entorno inmediato, pueden mostrar tamaños muy diversos. Están formadas por capas concéntricas de carbonato de calcio que crecen alrededor de alguna irregularidad de la superficie sobre la que se desarrollan; la topografía previa de dicha superficie, la tasa de crecimiento del espeleotema y la naturaleza química de la sustancia que precipita, condicionan el aspecto final de las formas coraloides. Por su parte, el agua que aporta el carbonato cálcico (u otras sustancias) procede de filtraciones, de flujo laminar o incluso de salpicaduras, de condensación o de procesos de capilaridad. Toda esta variabilidad genética da lugar a un largo listado de posibles formas coraloides, cuya clasificación todavía no ha sido consensuada de forma definitiva por los diferentes autores. En la cueva La Ensancha son frecuentes en la base de otros espeleotemas y en algunas cámaras con alto grado de reconstrucción litoquímica, así como sobre muchos clastos alóctonos situados en el suelo. Espeleotemas “excéntricos” Esta denominación informal agrupa a todos aquellos espeleotemas subaéreos cuyo eje principal de crecimiento no se ajusta a la dirección que habitualmente muestran los espeleotemas de su misma categoría (frecuentemente, la línea vertical impuesta por la gravedad), o que experimentan inflexiones bruscas en su crecimiento como consecuencia de la acción de otras fuerzas físicas. En la cueva La Ensancha existen varios ejemplos de espeleotemas que pueden incluirse en esta categoría, si bien no han sido formalmente inventariados ni clasificados. Por ejemplo, los anemolitos (deflected stalactites) son estalactitas en las que el eje principal no es vertical, pudiendo presentar uno o varios puntos de inflexión. Coexisten con estalactitas normales y la curvatura puede ser diferente en dos anemolitos adyacentes. El origen de

Coladas parietales con diferentes morfologías y tamaños. 1- colada de tipo “pagoda”, organizada en varios pisos y con una superficie relativamente lisa; 2- colada organiforme, con tendencia a formar costillas subparalelas; 3- colada irregular.

estos espeleotemas parece radicar en las pequeñas corrientes de aire presentes en algunas galerías: el lateral del espeleotema sobre el que actúan estas corrientes experimenta una evaporación mayor que el lado opuesto; si esta situación se sostiene en el tiempo, provocará un mayor crecimiento de cristales en dicho lateral, lo que se traduce en la aparición de curvaturas en el espeleotema. También son habituales algunos espeleotemas que, por su pequeño tamaño, parecen estar más condicionados por las fuerzas de tensión superficial del agua que por la propia gravedad, es decir, en ellos, los aportes hídricos son conducidos por capilaridad o, a lo sumo, por un flujo laminar muy poco abundante. Es el caso, por ejemplo, de los agregados aciculares de cristales de calcita, de aragonito o de ambos, a los que suelen asociarse algunos carbonatos hidrosolubles como la hidromagnesita o la monohidrocalcita. La morfología de cada uno de los elementos que conforman estos agregados se ajusta a los parámetros cristalográficos propios de cada mineral, de modo que no se tratan de agregados microcristalinos ni criptocristalinos, sino de un conjunto de monocristales. Estos agregados pueden mostrar tamaños muy diversos, aunque cristales de más de 10 milímetros Detalle de un pequeño espeleotema de tipo excéntrico, probablemente de tipo antodita. El diámetro de este espeleotema es de apenas 1,5 mm.

pueden considerarse raros. Por su similitud con los cristales de hielo, suelen denominarse “frostworks”. Las antoditas (anthodites) exhiben un aspecto similar a estos últimos, pero los

Depósitos de carbonatos hidrosolubles de tipo moonmilk. Arriba, entre dos clastos alóctonos situados en el pavimento. Abajo, en el ápice de una pequeña estalactita tubular.

Agregados cristalinos (frostworks) de minerales del grupo de los carbonatos hidrosolubles, desarrollados en algunas paredes de la cavidad.

cristales que las configuran tienen carácter microcristalino y forman capas en torno a un fino canal central, por el que el agua circula por capilaridad. Existen otras causas que pueden provocar la inflexión de un espeleotema, dando lugar a formas “excéntricas”: la inclusión esporádica de partículas extrañas en su estructura, cambios de posición del punto desde el que proceden los aportes hídricos, cambios en la topografía de la cueva (colapsos, desplomes y hundimientos) que modifiquen la posición y orientación originales del espeleotema, o la actividad de seres vivos, están entre las más habituales. Moonmilk y otros espeleotemas de carbonatos hidrosolubles Moonmilk (literalmente, “leche de luna”) es un término usado para referirse a agregados microcristalinos y poco cohesionados de carbonatos hidrosolubles, que aparecen en algunas cavidades recubriendo las paredes, el suelo y otros espeleotemas (Duran et al., 2001) La composición del moonmilk es altamente variable y su aspecto cuando está seco es blanquecino y pulverulento, si bien se

torna plástico cuando se hidrata. El origen del moonmilk es muy discutido; se ha propuesto que surge por la descomposición de otros espeleotemas previos cuando las condiciones ambientales de la cueva cambian de forma dramática. Se ha sugerido que el moonmilk es un resultado del ciclo de vida de algunas bacterias, las cuales han podido ser aisladas en muchas cavidades a lo largo del planeta; sin embargo, se conocen ejemplos de moonmilk que carecen de estos organismos, por lo que se piensa que contribuyen a la génesis del moonmilk, pero no constituyen un elemento imprescindible para su formación (Sánchez Moral et al., 2006). También puede desarrollarse moonmilk por precipitación directa a partir de los carbonatos disueltos en el agua; si dicho agua tiene una elevada concentración de magnesio, precipitarán minerales del grupo del carbonato de magnesio, algunos de los cuales tienen estructura microcristalina. En la cueva La Ensancha, el moonmilk aparece revistiendo la base de numerosos espeleotemas, y resulta muy frecuente en el tercio basal de las paredes de las galerías del nivel inferior de la cavidad.

Espeleotemas subacuáticos Este tipo de espeleotemas está muy bien representado en la cueva La Ensancha, y resultan abundantes en toda la cavidad, salvo en algunos conductos de alta presión y en zonas afectadas por procesos gravitacionales muy recientes. Las zonas más ricas en espeleotemas subacuáticos se disponen siempre en los conductos y salas principales, y su orientación y estructura permiten inferir, al menos en algunos tramos, la trayectoria del curso fluvial que ha dado origen a este complejo kárstico. Resultan destacables los abundantes espeleotemas de tipo colada que cementan los clastos alóctonos en algunos sectores de la cavidad, los cuales testimonian la transición desde un cauce fluvial subterráneo, permanente o estacionalmente sumergido, en cuyo lecho se depositaban clastos de naturaleza insoluble procedentes del exterior de la cavidad, a un ambiente endokárstico fosilizado, abandonado por el curso de agua (que ahora ocupa cotas inferiores), en el que actualmente tiene lugar una precipitación de carbonato de calcio sobre los clastos.

Espeleotemas subacuáticos. Izquierda: formas coraloides subacuáticas de morfología subredondeada desarrolladas sobre clastos alóctonos. Derecha: colada con desarrollo marginal de estalactitas, estalagmitas y formas coraloides subacuáticas.

Dos ejemplos de coladas de gran tamaño, con desarrollo de formas coraloides subacuáticas. Estos espeleotemas resultan de gran ayuda para determinar la dirección del flujo del agua durante su formación (en ambas imágenes, la corriente se movía hacia la izquierda).

Formas coraloides subacuáticas (subaqueous coralloids)

Se tratan de un amplio conjunto de espeleotemas muy similares en aspecto y estructura a sus equivalentes subaéreos. Como ellos, consisten en una acumulación de capas de carbonato de calcio sobre una superficie sólida, solo que en este caso, dicha superficie se encuentra sumergida de forma permanente o estacional. Las forma coraloides subacuáticas suelen mostrar morfologías globulares o botroidales, y raramente muestran aspecto bacilar o ramificado; esta circunstancia obedece al hecho de que en un ambiente sumergido prima la presión hidrostática del agua (que actúa por igual en todas las direcciones) sobre la gravedad (que actúa de forma monodireccional), por lo que las formas resultantes tienden a ser más globosas. Además, los aportes hídricos debidos a salpicaduras, goteo, flujo laminar y/o capilaridad, que podrían distorsionar dichas morfologías, no tienen lugar en estas condiciones, o solo operan esporádicamente en épocas de sequía. Las formas coraloides subacuáticas aportan datos importantes sobre la evolución del nivel freático de las cavidades (es decir, el nivel por debajo del cual el sistema kárstico presenta circulación permanente de agua), ya que la presencia de espeleotemas de este tipo por encima del nivel freático actual, permite inferir

dónde se situó este en el pasado y, mediante las técnicas oportunas, realizar dataciones concretas. En la cueva La Ensancha, este tipo de espeleotemas abunda en los niveles inferiores. Repisas en media luna (crescent shelfstones) Son espeleotemas con forma semicircular que se desarrollan en los bordes de charcas poco profundas, en las que el aporte de agua se produce por goteo. Por su ubicación, su desarrollo se ve muy influenciado por la tensión superficial de la lámina de agua que rellena la charca, por lo que su crecimiento es horizontal, planar y paralelo a la misma. El extremo convexo de estas repisas se dirige hacia el centro de la charca, o si esta es irregular, hacia la zona donde el goteo es más intenso, de modo que las ondas generadas en la superficie del agua parten desde el punto de impacto y chocan contra el borde donde se forma la repisa, hecho que en ocasiones provoca distorsiones en el margen de estos espeleotemas. También pueden generarse en torno a irregularidades del fondo de la charca que sobresalgan sobre la superficie del agua, e incluso alrededor de clastos alóctonos que caigan dentro de las charcas. Microlagos o gours (rimstone dams) Los microlagos o gours son barreras o diques de carbonato de calcio que inte-

rrumpen el flujo de corrientes laminares de agua, formando piscinas poco profundas que suelen aparecer dispuestas de forma escalonada a lo largo de una superficie con mayor o menor pendiente; cuanto mayor sea esta, mayor será la altura del dique que delimite el microlago y menos sinuoso será su contorno. Los diques se forman sobre irregularidades de la superficie, de modo que por adición de capas de calcita, se van tornando cada vez mayores. El tamaño de los gours oscila entre unos pocos centímetros (microgours) y varios, incluso decenas de metros. En la cueva La Ensancha existen numerosos ejemplos de microgours, aunque en ningún caso llegan a ocupar grandes superficies o, si lo hacen, estas suelen aparecer cubiertas también por clastos que dificultan su observación. Flores de loto (lotus rimstones) Las “flores de loto” son una variante de los gours en los que la precipitación del carbonato de calcio no está mediada únicamente por el flujo laminar del agua, sino que el goteo desde el techo interfiere con este, propiciando la formación de diques con protuberancias globulares cuyo contorno va desde circular hasta arqueado, o incluso totalmente irregular. En la cueva La Ensancha estos espeleotemas son poco conspicuos y siempre aparecen asociados a gours o microlagos.

Varios ejemplos de repisas en media luna desarrolladas en charcas poco profundas en el nivel inferior de la cueva La Ensancha. 1 y 2- Repisas en los márgenes de sendas charcas; 3- Desarrollo incipiente de repisas en torno a irregularidades del fondo de la charca que sobresalen por encima de la lámina de agua.

no carbonatada y proceder del exterior (clasto alóctono). Su forma suele ser esférica o subesférica, aunque, obviamente, su morfología depende en gran medida de la que muestra el centro de nucleación en torno al que se originan. El tamaño de estos espeleotemas es muy variable, desde menos de un milímetro hasta varios centímetros de diámetro. En la cueva La Ensancha abundan en las charcas y gours presentes en varios sectores de la cavidad, especialmente en el extremo distal del conducto inferior (zona final del tramo transitable).

Seguridad y geoconservación Pequeños microlagos o microgours (parte derecha), generados por flujo laminar, y pequeñas flores de loto (parte izquierda), como consecuencia de interferencias sobre dicho flujo laminar.

Pisolitas o perlas de caverna (cave pearls) Las “perlas de caverna” aparecen asociadas a los dos tipos de espeleotemas anteriores. Se trata de concreciones de carbonato de calcio que se forman en el lecho de charcas poco profundas o en las piscinas delimitadas por los gours, y que se desarrollan y crecen de forma independiente del sustrato, sin fijarse a este (aunque bajo determinadas circunstancias pueden llegar a cementarse). En las perlas de caverna, los cristales de carbonato de calcio se disponen de forma radial formando capas en torno a un centro de nucleación, que puede tener naturaleza

En la actualidad, la cueva La Ensancha mantiene una topografía virgen y carece de cualquier tipo de infraestructura que posibilite un uso turístico generalista (no existe iluminación, ni elementos que faciliten el tránsito, como escaleras, barandillas, señalización, etc.). De hecho, las características de buena parte del sistema de conductos no son las adecuadas para incorporar este tipo de elementos, por lo que los usos potenciales de esta cavidad son los científicos y los espeleológico-deportivos. Debe evitarse la entrada si no se dispone de material adecuado para la práctica de actividades de espeleología, de elementos de protección (casco, iluminación autónoma, indumentaria adecuada, etc.) y, en todo caso, nunca debe accederse a

la cavidad sin compañía, si no se dispone de preparación física suficiente y sin informar a terceras personas de la intención de realizar la incursión en la cueva y del horario estimado para llevar a cabo dicha actividad. Si se cumplen todos los requisitos anteriores y se accede a la cavidad, el desplazamiento por el interior de la misma debe realizarse con sumo cuidado, sin asumir riesgos innecesarios, y velando en todo momento por la conservación de las estructuras y espeleotemas que aparecen en los techos, paredes y pavimento. Conviene tener en cuenta que algunos espeleotemas son especialmente frágiles, como las estalactitas tubulares (macarrones), que podrían romperse con tan solo rozarlas, o las repisas y diques que delimitan algunas charcas y microlagos (gours), que podrían deteriorarse al pisarlas, hecho que debe evitarse en la medida de lo posible. Cabe recordar que el abandono de basuras, la rotura deliberada de espeleotemas o su expolio, y cualquier acción que pueda provocar daños a la flora, a la fauna y/o al paisaje de la cueva y su entorno, constituyen actos deplorables que suponen una merma de la calidad medioambiental de este espacio natural, así como una pérdida irreversible de información científica, y que pueden ser sancionados, tal y como establece la legislación actual.

Izquierda: charca repleta de perlas de caverna de morfología subredondeada, cuyos tamaños oscilan entre 0,5 y 4 centímetros. Sobre estas líneas, varias perlas de caverna de la cueva La Ensancha, y sección pulida de una de ellas, para mostrar la superposición de capas de calcita en torno a un núcleo. Barras de escala = 5 mm

Bibliografía Crespo Zamorano, A. (1978). Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, hoja n.º 076 (Pola de Somiedo), segunda serie. IGME, Madrid. Durán, J., López-Martínez, J., Martín de Vidales, J. L., Casas, J., y Barea, J. (2001). El moonmilk, un depósito endokárstico singular. Presencia en cavidades españolas. Geogaceta, 29, 43-46. Navarro Vázquez, D. (1982). Mapa Geológico de España, E. 1:50.000, hoja n.º 101 (Villablino), segunda serie. IGME, Madrid. Sánchez Moral, S., González, J. M., Cañaveras, J. C., Cuezva, S., Lario, J., Cardell, C., Elez, J., Luque, L. y Saiz Jiménez, C. (2006). Procesos de precipitación mineral bioinducidos en sistemas kársticos subterráneos: breve revisión y nuevas tendencias. Estudios Geológicos, 62 (1), 43-52. 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. Para citar este artículo: Castaño de Luis, R., Rodríguez García, A. y Suárez Rodríguez, A. (2018). La cueva La Ensancha. Un ejemplo de endokarst en el valle de Lumajo. GeoLaciana 2018. Aula Geológica Robles de Laciana. Pp: 35-42.

Problemas de geomorfología glaciar en el valle del río Bayo De Rioscuro al Puerto de La Magdalena A. García de Celis Universidad de Valladolid; Departamento de Geografía

l valle del río Bayo, que desciende desde el pico Nevadín (2.077 m), pasando por Vivero y el Puerto de La Magdalena, y luego hacia Los Bayos y El Villar de Santiago, hasta desembocar en el Sil en Rioscuro, estuvo ocupado por una de las mayores masas de hielo glaciar de toda la Montaña Occidental de León (Alonso, 1998. García y Martínez, 2002. Santos, 2011). Sin embargo, varios elementos hacen de este valle un muestrario de singularidades de modelado glaciar extraordinariamente interesantes. En primer lugar, el hecho de que aproximadamente a mitad del recorrido, cerca de El Villar de Santiago, el valle cambia abruptamente de perfil, pasando del típico perfil en “U” propio de los valles glaciares, a un perfil en “V” claramente fluvial; ello cabe interpretarlo, inicialmente, como resultado de que la lengua glaciar llegó hasta ese punto y no más abajo. Esto, sin embargo, contrasta con el hecho de que unos kilómetros más adelante el valle volvía a estar relleno de hielo glaciar, pues necesariamente debía penetrar en él una parte del enorme complejo glaciar del Alto Sil; si esto fue así y hubo una obturación… ¿se formó un lago yuxtaglaciar? Parecería lo lógico, pero apenas han sido hallados restos de depósitos glaciolacustres. En segundo lugar, tenemos el complejo modelado del Puerto de La Magdalena, donde se combinan procesos mucho más antiguos de capturas fluviales con otros más recientes, relacionados con el avance y retroceso de las masas glaciares de

Vivero y del Fasgarón; así, collados y codos de captura, rellenos glaciolacustres y arcos morrénicos se combinan en un puzle difícil de desentrañar. Finalmente, está la extraña morfología de los circos en los que hubieron de acumularse las masas de hielo que alimentaron toda esta masa glaciar, en las cabeceras en torno al Nevadín, el Tambarón y el resto de cimas próximas: básicamente, apenas hay circos propiamente dichos, con sus atributos propios:

bordes, paredes abruptas, cubetas de sobreexcavación, umbrales,… muy al contrario, de las romas culminaciones de estos picos se desciende de manera más o menos acusada pero continua a los fondos de las grandes artesas, sin las típicas rupturas de pendiente propias de la sobreexcavación glaciar… ¿por qué razón apenas aparecen circos claramente modelados como tales en estas cabeceras? Veamos algunos de estos problemas con más detalle.

Situación de las localidades y accidentes geográficos citados en el texto.

fue la acción erosiva de las aguas fluviales la que excavó el valle. Sin embargo, al llegar a las proximidades de Rioscuro el valle vuelve a ensancharse y reaparecen los prados en el fondo; estamos en la zona en la que una parte del gran glaciar que recorría el valle del Sil difluía metiéndose en parte hacia el valle de Rioscuro, y taponándolo. Esta obturación hubo de provocar una retención de las aguas que bajaban del glaciar de Vivero, formándose necesariamente una represa natural y un lago, pero curiosamente sólo se ha encontrado un resto mínimo de depósito de tipo glaciolacustre, junto a la pista que desciende de Braña Ronda (Santos, 2010).

Foto 1. El valle del río Bayo mirando desde La Corona hacia el sur, aguas arriba, en dirección a Los Bayos. Al fondo El Miro del Pasarín (1.742 m): una magnífica artesa glaciar. (Foto: Julio Álvarez Rubio).

Foto 2. Desde La Corona mirando hacia el norte, en dirección aguas abajo: un valle fluvial típico, de fondo angosto. En primer plano a la derecha El Villar de Santiago. Al fondo, Cueto Nidio (1.773 m) a la izquierda, y Cueto Arbas (2.002 m) en el centro. (Foto: Julio Álvarez Rubio).

El cambio de perfil del valle en El Villar de Santiago Como se puede apreciar en las fotografías 1 y 2, el cambio en el perfil del valle es absolutamente espectacular. Las fotografías están tomadas en el pk. 47 de la carretera de La Magdalena a Villablino, no desde la misma carretera sino desde el cerro situado encima mismo, llamado La Corona, a 1.444 metros de altitud. Desde este punto, mirando hacia el sur (en dirección aguas arriba, hacia Los Bayos), el perfil del valle es una artesa de paredes muy inclinadas y fondo amplio con extensas praderías, el típico perfil en “U” de los valles glaciares de tipo alpino (Foto 1). En cambio, si nos giramos y miramos desde este mismo punto hacia el norte (en dirección aguas abajo, hacia El Villar de Santiago), el valle pasa a tener un perfil en “V” claramente fluvial (Foto 2). Tal cambo, en principio, se explicaría por

el hecho de que la lengua glaciar que descendía desde el valle de Vivero y desde el Puerto de La Magdalena llegó hasta este punto, pero no siguió modelando el valle más abajo. A partir de aquí

El modelado glaciar del Puerto de La Magdalena El Puerto de La Magdalena presenta unas huellas de erosión glaciar de interpretación compleja, al confluir en él varias importantes masas de hielo que enlazaban los glaciares del valle de Vivero con los del valle de Montrondo, en Omaña, y al superponerse a antiguos procesos de captura fluvial. Vamos a tratar de entender el conjunto de procesos que han intervenido más recientemente (ver Figura A). Durante la fase de máximo glaciar, la masa de hielo principal que ocupó toda esta zona procedía de una difluencia del glaciar de Vivero, que presionaba y se fundía con la que procedía del valle de Fasgarón. La presión del hielo procedente del valle de Vivero obligaba a este pequeño glaciar a desviarse hacia el Sureste, ocupando el antiguo “valle muerto” del Puerto de la Magdalena y sobreexcavándolo hasta el umbral del extremo sur, umbral a partir del cual el glaciar caía un centenar de metros y se prolongaba valle de Cativo abajo hacia el Sureste, hasta tributar su masa de hielo al gran glaciar procedente de Montrondo. Se pueden reconstruir dos pulsaciones en el proceso de retirada de los hielos, en un momento en el que la lengua ya se había desconectado del glaciar de Montrondo

Foto 3. El Puerto de La Magdalena. En primer plano los dos arcos morrénicos de retroceso, y más allá la cubeta glaciolacustre. Al fondo, el valle de Vivero, que desciende hacia Los Bayos y El Villar de Santiago. (Foto: Julio Álvarez Rubio).

Figura A: Hipótesis de reconstrucción de la morfología glaciar del Puerto de La Magdalena. (1) Tras la fase de máximo glaciar, la masa combinada del glaciar del Fasgarón y el glaciar del valle de Vivero habían retrocedido, estabilizándose el frente glaciar, con varias pulsaciones, en lo que hoy es el Puerto de La Magdalena. Las aguas de fusión rellenaban con lagos y depósitos fluvioglaciares la boca del Puerto, desaguando hacia el valle del Omaña.

(2) En este segundo estadio la masa glaciar en su conjunto habría retrocedido, dejando uno o varios arcos morrénicos donde se situó el frente del estadio anterior, y entre ellos y el frente actual se formaría un lago proglaciar en cuyo fondo se depositaron decenas de metros de sedimentos arenosos.

(3) En esta fase los glaciares habrían seguido retrocediendo. El glaciar del Fasgarón y el de Vivero se habrían separado, y al quedar libre de hielo el valle, el lago anterior se vaciaría, erosionándose en parte el relleno glacio-lacustre.

(4) Vista del Puerto de La Magdalena en su estado actual, visto desde las lomas de la Cuerda del Cordón (mirando hacia el sur-sureste). Lo que en su día se interpretó como un “valle muerto” resultado de un proceso de captura fluvial, es en cambio el fruto de un conjunto de procesos fluviales, glaciares y lacustres extraordinariamente rico y complejo.

y había retrocedido valle arriba. En el Puerto se pueden observar dos arcos morrénicos separados unos cuatrocientos metros uno del otro y con depósitos de tipo fluvioglaciar rellenando el espacio intramorrénico (Foto 3). Tras la pulsación que representa el segundo de los arcos, el más septentrio-

nal, el glaciar siguió retrocediendo y probablemente se disociaron las lenguas del valle de Fasgarón y la procedente de Vivero, pero se formó, entre los frentes de estas masas de hielo y la morrena, un lago proglaciar en cuyo fondo se depositó una importante cantidad de arenas y limos; este depósito es el que luego ha

sido parcialmente desmantelado por la erosión del arroyo Fasgarón. El depósito glaciolacustre puede observarse en varios cortes cercanos a las ruinas de la Ermita de La Magdalena (Foto 4) y a lo largo de la carretera del puerto. Ha sido perfectamente descrito y caracterizado (Santos, 2011:287).

La explicación a esta aparente contradicción parece estar en el sustrato rocoso, formado por la deleznable litología de pizarras precámbricas. Esta homogénea formación rocosa habría actuado en un doble sentido: por una parte, habría facilitado la conservación de extensas superficies a gran altitud, derivadas de una larga fase de erosión (amplios rellanos, cuerdas, lomas y planicies chanos y lombas en la toponimia popular- por encima de 1.700-1.800 metros de altitud). Dichas superficies habrían constituido la base para la formación de un casquete glaciar extenso y continuo desde el pico Tambarón en el sur hasta el Nevadín en el norte, el cual alimentaría varias lenguas

Foto 4. Detalle de las arenas que rellenan la cubeta glaciolacustre del Puerto de La Magdalena.

La significativa ausencia de circos glaciares propiamente dichos en las áreas de cabecera en torno al Nevadín y al Tambarón Finalmente, resulta muy interesante el hecho de que todas estas evidencias de la acción morfológica de un conjunto de grandes masas glaciares no se corresponda con una clara morfología de circos en las áreas de cabecera.

En efecto, sobre las romas cumbres del Tambarón y el propio Nevadín, no aparecen circos claramente modelados en sus atributos morfológicos clásicos (bordes, cubetas de sobreexcavación, umbrales, etc.), sino que desde las extensas superficies somitales las vertientes descienden de manera más o menos abrupta pero continua hasta enlazar con los fondos de las artesas (Foto 5).

Foto 6. Gran bloque errático de Vivero.

que descenderían por los valles situados alrededor (los de Montrondo, Vivero y Fasgarón hacia el este, o los del Campo de Santiago y Salientes hacia el sur y el oeste). De esta forma, el área de acumulación de esas artesas glaciares no sería el típico anfiteatro de circos propio se los sistemas glaciares de tipo alpino, sino algo más parecido a un casquete glaciar con lenguas de tipo islandés.

Foto 5. Laderas situadas entre el Tambarón y el Nevadín, mirando hacia el nordeste. Amplias superficies situadas por encima de 1.800 metros, que descienden hacia los fondos de valle. No se aprecia un claro modelado en circos glaciares, sin embargo esta es el área de cabecera de la enorme masa glaciar del sistema Montrondo-Fasgarón-Vivero.

Por otro lado, la misma litología pizarrosa habría favorecido todo tipo de procesos de solifluxión y gelifluxión bajo el clima periglaciar posterior a la desaparición de las masas glaciares, reforzando así aún más esa aparente falta de circos propiamente dichos.

Bibliografía Alonso, V. (1998). El glaciarismo de la comarca de Laciana y alrededores. En: Gómez Ortiz, A. y Pérez Albert, A. (eds.): Las huellas glaciares de las montañas españolas. Ed. Universidade de Santiago de Compostela, Santiago de Compostela, 139-160. 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: Redondo Vega, J. M. et al. (eds.): El relieve glaciar en las montañas leonesas. Universidad de León. León. 137-193. Santos González, J. (2011). Geomorfología glaciar y periglaciar del Alto Sil (León). Tesis Doctoral. Universidad de León. Para citar este artículo: García de Celis, A. (2018). Problemas de geomorfología glaciar en el valle del río Bayo. De Rioscuro al Puerto de La Magdalena. GeoLaciana 2018. Aula Geológica Robles de Laciana. Pp:43-46.

¿Original o réplica? Exposición temporal E. Baeza Chico y S. Menéndez Instituto Geológico y Minero de España. Museo Geominero

eguro que alguna vez te has planteado si todas las piezas que se exhiben en los museos corresponden a ejemplares originales. Un cráneo de un dinosaurio, una vasija etrusca, un hacha de sílex, una moneda romana, ¿son piezas auténticas? Y si no es así, ¿cómo podemos distinguirlas de las verdaderas?

Priscacara serrata (Eoceno, USA). MGM 1754X

Responder a esta última cuestión no es tarea fácil. En efecto, muchas de las piezas que se muestran en las colecciones de los museos son en realidad copias idénticas de los originales. La razón que obliga a los conservadores a exhibir réplicas en lugar de su equivalente genuino es la necesidad de preservar el ejemplar original, bien por la fragilidad de la pieza, bien por su excepcionalidad derivada de su valor científico, histórico o económico. En definitiva, la realización de

réplicas nace de la obligación de conservar el carácter único de la pieza entre los elementos que forman parte del Patrimonio cultural. La utilidad de las copias es muy diversa: desde la difusión a otros centros para su exhibición, hasta el estudio científico, el uso didáctico, el intercambio, la comercialización o la conservación de los originales. Lo ideal es que una réplica transmita con precisión las características del volumen, color y textura del original, al menos desde una perspectiva puramente visual. Pero no olvidemos que todas las copias que se muestran en un museo deben estar debidamente señalizadas como réplicas. Si esto no se cumple la información que se le proporciona al visitante es falaz, ya que no podremos saber si la pieza que estamos contemplando es la original o su copia. El Instituto Geológico y Minero de España ha desarrollado una patente de invención denominada “Proceso de reproducción de fósiles, rocas y minerales y producto obtenido”, nº 200501432 con un periodo de explotación de veinte años (del 2005 al 2025). Se basa en una idea innovadora que permite generar réplicas formadas por varios materiales y en distintas fases, lo que permite obtener copias idénticas de cualquier ejemplar. La importan-

Perisphinctes sp., un ammonites del Jurásico superior de Madagascar. MGM 3822X

cia de la patente estriba en que es una herramienta fundamental para proteger los resultados de la investigación y facilitar la transferencia de conocimiento, pero sobre todo permite mantener las piezas más valiosas, como holotipos, en armarios ignífugos y exhibir en la vitrina una réplica no distinguible del original desde fuera, salvo por la cartela.

Berilo; aguamarina (Pakistán) MGM 1179

La exposición “¿Original o réplica?” consta de 45 piezas y los carteles: 1. Moldeo y vaciado: generando réplicas; 2. ¿Para qué sirven las réplicas?; 3. Las réplicas de fósiles y minerales; 4. Hacer moldes: ¿cómo y con qué?; 5. El vaciado final: la obtención de la réplica 6. Patentes de invención: una ventana al futuro.

Barita (China) MGM 007787

Por otro lado, algunos minerales que por sus condiciones de inestabilidad tampoco podrían mostrarse, se pueden exhibir en sus diferentes estadios de alteración. En esta exposición podrás ver réplicas exactas de fósiles y minerales originales junto con ejemplares reales. Te proponemos un reto: intentar descubrir qué piezas de esta exposición son auténticas y cuáles son copias. Observa, analiza, discute, compara. Se facilita una hoja de trabajo para el público que visite la exposición en la que se relacionan todas las piezas numeradas del 1 al 45, con el objetivo de que el visitante descubra cuáles son los originales y cuáles las réplicas entrando en un sorteo de un original y una réplica, por el mero hecho de participar.

¿En que consisten las réplicas?, ¿por qué son tan útiles?, ¿pueden contribuir a proteger y divulgar el Patrimonio Geológico?, ¿tienen aplicaciones en el ámbito de la investigación?... y, por otra parte… ¿cuáles son las mejores técnicas para elaborarlas?, ¿cómo se lleva a cabo la elección de los mejores materiales?, ¿cómo se logra imitar la coloración de las piezas con tanto realismo?, ¿en qué centros y museos es posible observar ejemplos de réplicas de material geológico? Puedes encontrar las respuestas a estas y a muchas otras preguntas en los paneles que complementan la exposición “¿Original o réplica?”, que permanecerá en el Aula Geológica Robles de Laciana hasta diciembre de 2018.

¿Original o réplica? en el Aula Geológica Robles de Laciana Desde el día 2 de julio hasta fines del mes de diciembre de 2018, permanecerá en el Aula Geológica de Robles de Laciana la exposición “¿Original o réplica?”. Esta interesante exposición pertenece a los fondos itinerantes de la sede del IGME en Madrid, y representa para nosotros una magnífica ocasión para poder disfrutarla en nuestra casa, sobre todo si pensamos que habitualmente se mueve por núcleos mucho más poblados. Nos adentraremos de la mano de los expertos del IGME en un campo un tanto desconocido por el gran público como es la creación de reproducciones de piezas que, ya sea por su valor o por su delicado estado de conservación, deben manipularse lo menos posible y evitar los riesgos de su exposición de cara al público. También, cómo no, se tratará otro tema que va parejo a la réplica de fósiles y minerales como es la falsificación de estos con carácter lucrativo, convirtiéndose, de esta manera, en una actividad de carácter ilícito. Estamos convencidos de que tanto los colegios e IESS de nuestro entorno, como aficionados y público en general, sabrán aprovechar esta irrepetible ocasión de disfrutar y aprender a través de esta muestra que pone a nuestro alcance el Museo Geominero del IGME. Es por ello que os animamos a visitar el Aula Geológica de Robles de Laciana en la que podréis disfrutar, además de esta muestra, de nuestras colecciones de fósiles y minerales.

Asaphus kowaleski (Ordovícico, Rusia) MGM 1915X

Puedes concertar tu visita en los teléfonos: 690 28 86 20 / 615 50 52 28 / 616 14 54 69 Cuarzo var. Jacinto de Compostela (Domeño, Valencia) MGM 001847 Para citar este artículo: Baeza Chico, E. y Menéndez, S. (2018). ¿Original o réplica? Exposición temporal. GeoLaciana 2018. Aula Geológica Robles de Laciana. Pp: 47-48.

TABLA CRONOESTRATIGRÁFICA INTERNACIONAL Y ALGUNAS SUBDIVISIONES REGIONALES

AULA GEOLÓGICA ROBLES DE LACIANA C/ Thanona s/n. 24193 - Robles de Laciana (León) Tfno: 690 28 86 20 / 615 50 52 28 / 616 14 54 69

INSTITUTO GEOLÓGICO Y MINERO DE ESPAÑA Sede central Calle Ríos Rosas, 23 28003 - Madrid (Madrid) Tfno: 913 49 57 00 Correo electrónico: igme@igme.es Página web: www.igme.es Unidad de León Parque Científico de León Avda. Real, 1. Edificio 1. 24006 - León (León) Tfno: 987 26 21 71 / 987 26 21 82 Correo electrónico: leon@igme.es

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