MARCO GEOLÓGICO GENERAL

Geológicamente, los materiales a estudiar pertenecen al Dominio Varisco (Hercínico) y dentro de éste a la Zona Cantábrica. Antes de comentar en detalle la geología del área de trabajo, resumiremos brevemente los rasgos generales de las grandes unidades geológicas a las que pertenece.

En la Península Ibérica se distinguen dos grandes unidades geológicas: Aproximadamente la mitad occidental constituye el Dominio Hercínico, mientras que la mitad oriental forma parte del Dominio Alpino-Cuencas Terciarias.

El Dominio Hercínico, también llamado Macizo Ibérico o Macizo Hespérico, está formado, en su mayor parte, por rocas precámbricas y paleozoicas anteriores al Pérmico, es decir, de edades superiores a los 290 m.a., y fue generado, básicamente, en la orogénesis Hercínica.

El Dominio Alpino está constituido por rocas y sedimentos poco compactados, generados durante el Mesozoico y Terciario (aproximadamente entre 250 y 2 m.a.) y que fueron afectados en mayor o menor grado por la Orogenia Alpina. Se trata, por tanto, de materiales jóvenes, tectónicamente vinculados a la última orogenia acontecida en el planeta. Dentro de este dominio incluimos también las denominadas Cuencas Terciarias, zonas deprimidas tectónicamente inactivas que actúan como cuencas receptoras de sedimentos durante el Terciario.

Orogénesis Hercínica y Orogénesis Alpina

Aunque las rocas del Dominio Hercínico fueron afectadas durante el Precámbrico y algunos momentos del Paleozoico por diversos movimientos tectónicos de mayor o menor intensidad, el más importante de ellos tuvo lugar a finales del Paleozoico, durante el Carbonífero, hace unos 300 m.a. Esta orogénesis, denominada Hercínica o Varisca, se manifestó en muchas regiones de Europa y Norte América por la formación de una gran cadena montañosa del mismo nombre. El Macizo Ibérico es, actualmente, el mayor fragmento de esta antigua cadena, que ha llegado hasta nosotros.

En la Península Ibérica, la Orogénesis Hercínica dio lugar al emplazamiento de rocas ígneas, a metamorfismo de tipo regional y de contacto y a diversas deformaciones tectónicas (pliegues, fallas y cabalgamientos). Los fuertes movimientos Alpinos del Terciario ocasionaron en estas rocas, básicamente, una reactivación de los pliegues y fallas existentes y un gran cabalgamiento basal.

En el E de la Península Ibérica, la zona que hemos llamado Dominio Alpino, los materiales precámbricos y paleozoicos afectados por la orogenia Hercínica también existen pero se encuentran recubiertos por los sedimentos post-paleozoicos, (Sedimentos del Terciario) constituyendo el basamento o zócalo de esta área donde los materiales más jóvenes forman la cobertera. Sólo en algunas zonas especialmente afectadas por la orogénesis alpina (como la Cordillera Ibérica, Pirineos, Cordillera Bética o Cadenas Costeras Catalanas) el zócalo llega a aflorar.

El Cuaternario se reduce, en ambos dominios, a afloramientos de pequeña extensión: aluviones, canchales y formaciones superficiales como suelos que, por su poco espesor, no se representan en la cartografía geológica.

En la zona que nos ocupa, en el norte de León, la parte septentrional del Macizo Ibérico, comprendiendo Galicia, Asturias y el norte de León, está mayoritariamente formada por rocas del Precámbrico y Paleozoico.

El Macizo Ibérico se divide en varias zonas caracterizadas por rasgos geológicos propios: la Zona Centro-Ibérica (Galicia), la Zona Asturoccidental-Leonesa (occidente de Asturias y región noroccidental de León) y la Zona Cantábrica.

Resumiendo, estas variaciones son el reflejo de la génesis, por orogenia de colisión, de la Cordillera Hercínica.

Pues eso. La orogénesis hercínica se produjo hace unos 300 m.a., básicamente, por la colisión de dos continentes: el continente que podemos llamar “del norte” (constituido por la unión del N de América y del N de Europa) y el continente que podemos llamar “del sur” (Gondwana). Este continente, que persistió durante todo el Paleozoico, estaba formado por  África, América del Sur, Australia, la Antártica y, en su margen septentrional, un sinfín de pequeñas islas entre las que se encontraba la microplaca que constituye el embrión de la Península Ibérica.

El frente de choque entre ambos megacontinentes se situaría en una zona próxima a la actual Galicia y que ha desaparecido por la apertura del Océano Atlántico. En cualquier caso, Galicia estaría más cerca del frente de choque que, por ejemplo, Asturias y León. Precisamente por su posición, la cantidad de energía calorífica y mecánica recibida es mayor. Esto explica el emplazamiento de rocas plutónicas y el alto metamorfismo de los materiales, así como la intensa deformación dúctil.

Por tanto, las variaciones progresivas observadas en diferentes aspectos geológicos de la cornisa cantábrica reflejan un alejamiento del frente de choque con dirección oeste-este. El hecho de que los pliegues y los cabalgamientos se encuentren dirigidos hacia el este se explica porque el empuje se produce de oeste a este.

Reconstruyendo la Historia geológica de nuestra región sería más o menos así:

Hace unos 600 m.a. ... las rocas del Paleozoico pre-orogénico de la Zona Cantábrica se formaron por depósito en un mar de poca profundidad. Desde el Cámbrico Inferior y hasta el Devónico, el N de la Península Ibérica estaba formado por cuencas de tipo umbral-surco: zonas emergidas y sumergidas generadas por sistemas de fallas. Así, se ha sugerido que existían dos zonas elevadas sobre el nivel del mar, llamadas respectivamente umbral cántabro-ibérico y umbral medio, entre las cuales se situaba un mar alargado y poco profundo denominado surco cántabro-ibérico.

Lo que ahora es la Península Ibérica, la zona Sur de Europa y Norte de África se encontrarían en la periferia N del supercontinente Gondwana, muy cerca del Polo Sur, en la época en que comenzó la apertura del Océano Iapetus, el primitivo Atlántico.

Durante el Paleozoico Inferior, los umbrales tuvieron un relieve suave, surcado por numerosos ríos de tipo trenzado, perpendiculares a la línea de costa, donde desembocaban formando amplios deltas. La ausencia de vegetación continental (no había aún vegetación en la Tierra) favorecía la erosión y formación de sedimentos que, transportados por estos ríos, se depositaron en el surco cántabro-ibérico.

Se generaron así las formaciones detríticas que ahora vemos (Herrería, Oville, Barrios, Formigoso y San Pedro, principalmente). Cuando los aportes continentales disminuían, en momentos de menor actividad tectónica y/o de climas más cálidos, se producía el depósito de carbonatos (Fm. Láncara).

En estos momentos, el surco era un mar bastante plano y poco profundo, situado en una zona tropical, con aguas cálidas, bien oxigenadas y con pocos aportes continentales. Estas condiciones, junto a la química marina del momento, favorecieron el crecimiento de arrecifes, que están presentes en las dos formaciones calcáreas del Devónico (Fm. Santa Lucía y Fm. Portilla). Cuando, por cuestiones probablemente tectónicas, la erosión continental se intensificaba, llegaban al mar aportes sedimentarios que provocaban la muerte de los arrecifes (Fms. Huergas y Nocedo) y la sustitución de series carbonatadas por series terrígenas.

Al iniciarse el Devónico superior, en la Zona Cantábrica comienzan a advertirse procesos tectónicos que indican la proximidad de la Orogenia Hercínica, esto es, del choque de continentes para formar el supercontinente único, Pangea. En este contexto, el norte de la Península Ibérica se acercaba, junto con el norte de África y parte de Europa, a Norteamérica, con quien terminaría colisionando. Este choque, denominado Orogenia Hercínica o Varisca, supuso el cierre del mar somero que había existido durante todo el Paleozoico anterior, así como el levantamiento (mediante plegamiento, cabalgamientos y otras fallas) de los materiales, ya consolidados, que se habían depositado en este mar.

La cuenca pre-orogénica (anterior al choque continental propiamente dicho) mostraba ya signos de actividad tectónica: diversas fracturas produjeron surcos y umbrales que acabaron con la uniformidad del mar paleozoico. En este contexto se depositaron las denominadas “Areniscas del Devónico Superior” cuya extrema variabilidad lateral, tanto en espesor como en litología, evidencia la fragmentación ambiental de la cuenca. Este mismo sentido tiene la presencia, a principios del Carbonífero, de formaciones condensadas (depositadas muy lentamente y en zonas restringidas) como son Vegamián, Baleas y Alba.

Tras el depósito de esta última formación (Alba, también llamada "griotte carbonífera") puede decirse que comienza la evolución de la cuenca sin-orogénica (la existente durante la orogenia). Hacia el noreste, el mar paleozoico sigue siendo un mar somero de aguas cálidas donde se depositan las calizas de la Fm. Barcaliente .

Sin embargo, hacia el oeste y hacia el sur, el choque de masas continentales, producido a la altura de Galicia, provoca, como ya vimos, la aparición de una cordillera (Cordillera Hercínica) que avanza hacia el antiguo mar cántabro-ibérico. El frente de este orógeno es un profundo surco al que llegan grandes cantidades de materiales procedentes de la erosión de la nueva Cordillera. Estos materiales, de carácter turbidítico, constituirán la Fm. Olleros.

Resumiendo, la evolución geográfica de los sedimentos que dieron lugar a la Península Ibérica sería la siguiente:

Reconstrucción de la posición de los distintos bloques continentales a lo largo del Paleozoico

El avance de la orogenia Hercínica supuso el cierre del pequeño océano que había existido durante todo el paleozoico anterior (lo que hemos llamado surco cántabro-ibérico). En su lugar, aparece una zona emergida, la Cordillera Hercínica, entre cuyas montañas existen zonas deprimidas que actúan como cuencas receptoras de sedimentos. Estas cuencas son fosas tectónicas generadas por la reactivación de antiguas fallas en fases tardihercínicas, esto es, en los momentos finales de la orogenia Hercínica. Los depósitos de una de estas cuencas están representados, en el valle del río Luna, por la Fm. Prado, depositada en la pequeña cuenca de La Magdalena.

A lo largo del Pérmico, en el final de la Era Paleozoica, hace entre 290 y 250 m.a., la Cordillera Hercínica fue erosionada de manera que, a comienzos del Triásico era ya una penillanura.

El Mesozoico fue una etapa de relativa tranquilidad, con sólo ligeros movimientos tectónicos de fallas, que creaban desniveles morfológicos, rápidamente eliminados por erosión. De esta forma, a finales del Cretácico, la Zona Cantábrica seguía siendo una penillanura.

La actual Cordillera Cantábrica tuvo su origen a comienzos del Terciario. En esa época, los movimientos alpinos dieron lugar a la reactivación de pliegues y fallas hercinianas y, muy especialmente, a un cabalgamiento de basamento que genera un levantamiento general de toda la zona, con formación de áreas deprimidas en la Cuenca del Duero, al S y en la Cuenca de Oviedo, al N. La tendencia a la elevación de la Zona Cantábrica continuó durante el resto del Terciario y del Cuaternario hasta la actualidad, aunque a impulsos y con intensidad progresivamente decreciente.

La Cuenca del Duero

La Cuenca del Duero corresponde a una depresión terciaria formada por una fractura que ocupa todo el borde sur de la Cordillera Cantábrica, que hoy adivinamos en una línea que une La Magdalena, La Robla, Matallana, La Vecilla, Boñar, Cistierna… y que fue la responsable de la elevación de la Cordillera y la formación de la fosa que hoy ocupa la Cuenca del Duero. Esta fosa fue rellenada por materiales continentales, fluviales y lacustres de diferentes edades del Terciario, Paleoceno y Neogeno y dentro de este, fundamentalmente Mioceno.

La estructura es sencilla. Los materiales Neogenos tienen una disposición tabular, es decir, prácticamente horizontales. En el borde Norte, en el contacto con la Cordillera, los primeros sedimentos Paleocenos se formaron a la vez que se iba levantando la Cordillera, por lo que se disponen inclinados y discordantes entre sí. En esta zona proximal, que es la que vamos a visitar, estos materiales se originan en base a diversos abanicos fluviales, que forman la base de la Cuenca Terciaria. Originarían depósitos detríticos de grano grueso a fino, conglomerados, arenas, limos y arcillas. Hacia el interior de la cuenca, zonas distales, aumenta la presencia de depósitos carbonatados, arcillas margosas, margas y calizas margosas, con algún depósito de conglomerados y arenas. Estos serían los depósitos que, por ejemplo, vemos en la zona de La Candamia, en la ciudad de León. En el área central de la cuenca, fuera ya de la provincia leonesa, se habría formado un gran lago que daría origen a sedimentos de calizas y sedimentos evaporíticos como los yesos. Sobre estos materiales y a partir del Pliocuaternario se desarrollan delgados mantos detríticos conocidos como Raña, del que se duda si es una última fase de relleno de la cuenca terciaria o un primer depósito fluvial cuaternario.

A finales del Terciario tuvo lugar un cambio climático importante en todo el planeta, que pasó de ser árido a ser húmedo. Las fuertes lluvias, los fenómenos cársticos y, en determinados momentos, los glaciares actuaron como principales agentes erosivos, modelando así el paisaje que actualmente disfrutamos. Aparecen, entónces, ocupando los valles fluviales actuales, los depósitos superficiales que corresponden a terrazas fluviales, con una zona basal de un conglomerado y arenas fluviales y sobre estas un variable espesor de limos, y arcillas de inundación. Estos depósitos forman las sucesivas terrazas que se pueden observar.

ESQUEMA 5 DEL CUADERNO BLANCO

4.- Geología del valle del río Luna

La importancia geológica de esta zona radica en que, es en esta área donde se encuentra una sucesión más completa de rocas desde el Precámbrico hasta el final del Paleozoico

El norte de la provincia de León se encuentra en el extremo nororiental del Macizo Ibérico, en la denominada Zona Cantábrica. Esta Zona se encuentra limitada al este y al sur por materiales más jóvenes (mesozoicos) que se depositaron discordantemente sobre el Paleozoico. Al oeste, la Zona Cantábrica limita con la Zona Asturoccidental-Leonesa, donde se encuentran también materiales precámbricos y paleozoicos pero generalmente más antiguos y más deformados que en la Zona Cantábrica.

Precámbrico: Está formado por una alternancia de pizarras y areniscas afectadas por un metamorfismo de bajo grado. Su edad es de unos 600 m.a., es decir, que son Precámbrico superior.

Paleozoico: El Paleozoico está constituido por una gran variedad de rocas, de edades comprendidas entre el Cámbrico y el Carbonífero y que han sido agrupadas en al menos 17 formaciones.

Columna estratigráfica general de la vertiente sur de la Zona Cantábrica

En la parte inferior de esta columna, es decir, en el Cámbrico, Ordovícico y Silúrico, predominan las areniscas y las pizarras aunque en el Cámbrico se produce un episodio carbonatado importante que da lugar a las dolomías y calizas de la Fm. Láncara. También entre estos materiales aparecen ocasionales rocas volcánicas.

En el Devónico y en la parte inferior del Carbonífero alternan, en proporciones similares, estratos de calizas y series terrígenas, constituidas éstas por areniscas y pizarras.

Todos los materiales fueron depositados en una cuenca sedimentaria marina. La alternancia de series terrígenas (dominadas por sedimentos detríticos, de naturaleza silícea) y carbonatadas (formadas por sedimentos químicos, de naturaleza carbonatada) es el resultado de una alternancia de momentos geológicos y climáticos diferentes. El depósito de series terrígenas acontece cuando la erosión de los continentes circundantes da lugar a la formación, transporte y depósito de estos materiales. Por el contrario, las series carbonatadas suelen ser el resultado de precipitaciones químicas que acontecen en la cuenca marina, en ausencia o escasez de sedimentación terrígena. En muchos casos, la precipitación de carbonatos se ve inducida por la presencia de seres vivos, como los corales, o bien de comunidades microbianas que modifican la química del agua favoreciendo la precipitación del carbonato.

En la parte alta del Carbonífero, la que acontece tras la orogenia Hercínica, la cuenca marina se ha transformado en una serie de pequeñas cuentas continentales en las que se depositan series de conglomerados-areniscas-pizarras-carbón.

Resumiendo, desde un punto de vista geológico nos encontramos dentro del Macizo Hespérico o Ibérico, un enorme afloramiento de rocas paleozoicas pertenecientes a la antigua Cordillera Hercínica y que ocupa gran parte de la mitad occidental de la Península Ibérica.

Dentro de este Macizo, el valle del río Luna se ubica en la Zona Cantábrica, caracterizada por la presencia de rocas sedimentarias que no han experimentado fenómenos deformativos importantes (no hay esquistosidad, ni metamorfismo) aunque sí suaves plegamientos y fracturas. De hecho, y dentro ya de la Zona Cantábrica, nos encontramos en la denominada Región de Pliegues y Mantos, caracterizada porque las estructuras tectónicas principales son precisamente los pliegues y los cabalgamientos.

Ambas estructuras se caracterizan porque repiten las series afectadas, de tal forma que, por ejemplo, una sucesión formada por cuatro litologías, se transforma en una serie constituida por la repetición de estos cuatro tipos de roca, uno tras otro, de forma simétrica en el caso de los pliegues y no simétrica en el de los cabalgamientos. Además, los pliegues levantan los estratos inicialmente horizontales, generando capas desde algo inclinadas a plenamente verticales.

La Zona Cantábrica está constituida principalmente por rocas sedimentarias, procedentes del depósito de sedimentos en un mar somero, que cubría el norte de la Península en gran parte de la Era Paleozoica. Principalmente por motivos tectónicos y climáticos, la sedimentación en este mar fue alternativamente terrígena y carbonatada. Es decir, existían períodos en los cuales la erosión de un continente nororiental generaba sedimentos (arenas, limos y arcillas) que se depositaban en sistemas de ríos trenzados, deltas y plataformas marinas poco profundas, originando rocas terrígenas (= siliciclásticas: areniscas, pizarras sedimentarias). Alternando con estos períodos existían épocas de poco o nulo depósito, durante las cuales el clima cálido favorecía la precipitación química (o bioquímica) de carbonatos en las plataformas marinas, los cuales aparecen actualmente como calizas y dolomías.

Teniendo en cuenta lo dicho anteriormente, podemos concluir que nos encontramos en una zona constituida por:

·                         serie original formada por alternancia de rocas terrígenas y carbonatadas

·                         rocas sedimentarias, generalmente en estratos desde horizontales a muy inclinados y verticales