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Sánchez García, T. 2001. Volcanismo cámbrico en la unidad de Alconera (sector de Zafra - ZOM - Provincia de Badajoz). Boletín Geológico y Minero,112 (3): 89-102ISSN: 0366-0176

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Introducción

El sector de Zafra se sitúa en el flanco Norte del anti-forma de Olivenza-Monesterio, en la Zona de Ossa-Morena. (fig. 1)

En este trabajo se realiza el estudio del volcanismocámbrico que aparece en dicho sector de Zafra, den-tro de la unidad de Alconera (Liñán & Perejón, 1981),en la unidad informal conocida como "Capas delPlayón" (Odriozola et al.,1983), que denominaremos"Complejo volcanosedimentario".

La Unidad de Alconera fue definida por Liñan yPerejón, (1981), y corresponde, a grandes rasgos a la

parte central y noreste del antiforme Olivenza-Monesterio. La característica principal de esta unidades la presencia de Serie Negra (F. Tentudía) en elnúcleo del Antiforme, la ausencia de rocas volcánicasPrecámbricas (Complejo volcanosedimentarioFiniprecámbrico), presencia de la Serie DetríticaInferior (Fm. Torreárboles), encima de la cual sedeposita una potente Serie Carbonatada (Fm.Alconera), y encima de ésta, de forma concordante, laSerie Detrítica Superior, denominada en esta zonaFm. La Lapa (Odriozola et al.,1983), que aumenta con-siderablemente de potencia hacia el SE, en la regiónde Zafra. Por encima se deposita, de forma concor-

Volcanismo cámbrico en la unidad de Alconera(sector de Zafra - ZOM - Provincia de Badajoz)

T. Sánchez García

Instituto Geológico y Minero de España. Dirección de Geología y Geofísica. Ríos Rosas 23, 28003 MadridE-mail: [email protected]

RESUMEN

El sector de Zafra se sitúa en el flanco Norte del antiforma de Olivenza-Monesterio, en la Zona de Ossa-Morena. En este trabajo se reali-za un estudio del volcanismo cámbrico que aparece en dicho sector. Los materiales volcánicos están intercalados con metasedimentos,que presentan unas estructuras sedimentarias y contenido fosilífero que permiten deducir unas condiciones de depósito en una platafor-ma marina somera, durante el Cámbrico. Se distinguen, a grandes rasgos, rocas intermedias (lavas e ignimbritas), rocas ácidas (lavas,ignimbritas, tobas y cineritas) y rocas básicas (lavas, brechas, tobas y cineritas). También existen epiclastitas de todas las composiciones,intercaladas con los metasedimentos. El volcanismo de la unidad de Alconera, durante el Cámbrico, es un volcanismo bimodal con fuen-tes corticales que producen riolitas, y fuentes mantélicas que producen basaltos, con una pequeña representación de rocas intermedias(traquiandesitas basálticas y traquitas) que tal vez correspondan a productos híbridos. Tiene características de volcanismo subaéreo a sub-marino de aguas poco profundas, y está acompañado de fenómenos explosivos, produciéndose en ocasiones emisiones subaéreas quedan lugar a ignimbritas.

Palabras clave: Cámbrico, volcanismo ácido, volcanismo básico, Zafra

Cambrian volcanism in the Alconera Unit (Zafra area - OMZ - Badajoz Province)

ABSTRACT

The Zafra area is located on the northern limb of the Olivenza- Monesterio antiform, one of the most representative structures of the Ossa-Morena Zone. A study of the Cambrian volcanic rocks in that area is presented in this paper. Volcanic rocks occur interbedded withCambrian metasediments. These show sedimentary structures and fossil assemblages characterising deposition on shallow continentalshelf environments. The overall volcanic suite includes intermediate (lavas and ignimbrites), acid (lavas, ignimbrites, tuffs and cinerites)and basic (lavas, breccia, tuffs and cinerites) rocks. Epiclastics of all types also occur interbedded with the metasediments. The Cambrianvolcanicity recorded in the Alconera unit is typically bimodal, with crust-derived rhyolites and mantle-derived basalts. A minor volume ofintermediate rocks (basaltic trachyandesites and trachytes) appears to represent hybrid compositions. Eruptive processes took place insubaerial to shallow marine settings and eventually had a explosive character, giving rise to ignimbrites when taking place in subaerialenvironments

Key words: acid volcanism, basic volcanism, Cambrian, Zafra

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dante, la serie volcánica y volcanosedimentaria delCámbrico medio, conocida como las Capas delPlayón (Odriozola op. cit.), en este trabajo Complejovolcanosedimentario.

En la columna de detalle presentada en Liñán et al.(1995) se establece la aparición de los primeros fósi-les del Cámbrico Medio bastantes metros por encimade la Cuarcita de El Castellar, lo que implica que laparte inferior del Complejo volcanosedimentario ten-dría una edad Cámbrico Inferior. En ese mismo traba-jo también se cita la presencia de Acritarcos delCámbrico Superior a techo de esta unidad, por lo que,tal vez habría que admitir una edad Cámbrico Inferior-Superior para la misma. Esta posibilidad también semenciona en Palacios (1993).

La Serie Detrítica Superior o Fm. La Lapa(Odriozola et al., 1983) tiene unos espesores muyvariables, en sentido SE-NO, pasando de potenciassuperiores a 3000 m en la zona más sureste a 1300 mal noroeste y 700 m en la Hoja de Burguillos, en lazona de la Rivera de Guadajira.

A grandes rasgos, se aprecia una polaridad en lageometría de la cuenca: en zonas situadas al N delAnticlinorio de Olivenza-Monesterio, en Córdoba yAlconera, se mantiene la sedimentación siliciclástica-carbonática, mientras que al sur del mismo la sedi-mentación es únicamente siliciclástica (Perejón yMoreno-Eiris, 1992).

La Fm. La Lapa se caracteriza por ser una forma-ción detrítica con un aumento de tamaño de granohacia techo, pasando de lutitas y areniscas finas en suparte inferior (Miembro Las Vegas) a una alternanciade areniscas de grano fino y medio (MiembroVallehondo) a areniscas de grano grueso (cuarcitas)en su parte superior (Miembro Castellar) (Odriozola etal., 1983)

En el muro de la formación se encuentra elMiembro Las Vegas, que en su parte más potentetiene un espesor aproximado de 1400 m, pasandohacia el NO a 1130 m.

Por encima está el Miembro Vallehondo, que en suparte más potente, hacia el SE, en la zona de Zafra,tiene un espesor aproximado de 1540 m, que dismi-nuye hacia el NO a potencias de 470 m.

A techo de la formación aparece el Miembro ElCastellar, constituido por cuarcitas, con un espesorque varía entre 30 y 40 m.

De esta variación de espesores puede deducirse laexistencia de una estructura de tipo "semigraben"durante el depósito de esta formación, cuyo bordeactivo (falla normal sinsedimentaria) debía situarsehacia el SE. Este hecho pone de manifiesto la exis-tencia de un contexto tectónico extensional duranteel depósito de esta formación, en relación con el Rift

Cámbrico citado por muchos autores (Liñán yQuesada, 1990; Liñán et al., 1996; Oliveira et al., 1991,entre otros).

El Complejo volcanosedimentario presenta unagran variablidad en espesores y facies tanto en lavertical como lateralmente. Se trata de cuerpos quevarían de decimétricos a kilométricos (3 a 10 Km) enextensión lateral y de métricos (2 a 3 metros) a hec-tométricos (500 m) en espesor. Están intercalados consedimentos detríticos que corresponden a pelitas,limolitas y arenas de grano fino con cierta compo-nente volcánica (epiclastitas). Presentan estructurassedimentarias y contenido fosilífero que permitendeducir unas condiciones de depósito en una plata-forma marina somera, semejantes a las del MiembroVallehondo de la Fm. La Lapa (Odriozola et al., 1983.;Liñán,1984).

Hay que señalar que no existe ningún nivel parti-cular, ni volcánico ni sedimentario, que pueda seguir-se de forma continua a lo largo del afloramientoactual de la unidad.

Composicionalmente dentro del ComplejoVolcanosedimentario se pueden distinguir, a grandesrasgos, rocas intermedias (lavas e ignimbritas), rocasácidas (lavas, ignimbritas, tobas y cineritas) y rocasbásicas (lavas, brechas, tobas y cineritas).Geoquímicamente incluye composiciones alcalina ytoleítica entre las rocas básicas y alcalinas (localmen-te peralcalinas) entre las ácidas (Mata y Muhná,1990).

En el sector de Zafra los materiales cámbricos defi-nen una estructura sinclinal con dirección NNO-SSE,ligeramente vergente hacia el NE, estando su flancoNE cortado por varias estructuras subparalelas a lafalla que lo separa de la cuenca carbonífera de LosSantos de Maimona (fig. 2). Al E, el Cabalgamiento dela Unidad de Zafra le superpone las Capas de Zafra,de edad Cámbrico Inferior. Además la zona está atra-vesada por multitud de fallas, longitudinales y trans-versales, que hacen difícil precisar la potencia de lasdistintas unidades litoestratigráficas. Presenta unalongitud de afloramiento lateral de unos 11 km. Hayque señalar que los materiales a un lado y otro delpliegue no tienen los mismos espesores, y al estarlaminado por las distintas fallas hace difícil la compa-ración de materiales a un lado y otro de la estructura.

El corte efectuado (fig. 3) comienza a techo de laSerie Detrítica Superior (Miembro Vallehondo de laFormación La Lapa, Odriozola et al., 1983), abarcandounos 70 metros de la misma. Se cortan materialesque incluyen areniscas de grano fino y limolitas conintercalaciones de areniscas volcanoclásticas, lavasbásicas de textura traquítica, tobas de lapilli basáltico,cineritas y lavas ácidas. Estos materiales volcánicos y


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Fig. 2. Cartografía geológica del sector de ZafraFig 2. Geologic map of the Zafra area

volcanoclásticos presentan características que abar-can desde medios submarinos tranquilos, conmuchos detríticos finos con alguna intercalación are-nosa, hasta depósitos turbidíticos; es decir, los mate-riales volcánicos están más o menos alejados de loscentros de emisión.

A techo de estos materiales aparecen las Cuarcitasde El Castellar, por encima de las cuales se depositanlos materiales del Complejo volcanosedimentario.

El Complejo volcanosedimentario en esta zonapresenta un espesor aproximado de 1300 m. Hay queseñalar que dentro de la serie se producen importan-te cambios laterales de espesores y facies en sentidoSE-NO.

Presenta estructuras sedimentarias y contenidofosilífero que permiten deducir unas condiciones dedepósito en una plataforma marina somera, duranteel Cámbrico Inferior y Medio.

Está compuesto de muro a techo por un pequeñonivel de tobas epiclásticas y areniscas volcánicas,seguido de varios niveles de coladas de lavas inter-medias, de composición traquítica, y algunas ignim-britas de cristales y fragmentos. El espesor de esteprimer conjunto es de unos 100 m.

A techo de este nivel de rocas intermedias y concontactos aparentemente normales se encuentra otronivel de lavas de composición riolítica, intruidas por

un pequeño domo, también riolítico, seguido de unpequeño nivel de ignimbritas, de la misma composi-ción. El espesor total es de unos 60 m.

Encima de éstas aparece un nivel de pizarras y are-niscas de grano fino con pequeñas intercalaciones derocas volcánicas ácidas (lavas, tobas y cineritas),básicas (tobas) e intermedias (lavas traquíticas) concontactos peperíticos con las cineritas inferiores.Potencia media de 145 m. El límite paleontológicoentre el Cámbrico inferior y el medio se ubica a unos87m de la base de este tramo (Liñán et al., 1995).

Le sigue un potente paquete de pizarras (530 m)con restos fósiles de Trilobites, a techo de las cuálesaparecen unas rocas básicas, que forman el últimotramo de la serie, también bastante potente (500 m).

Estas rocas básicas constituyen el techo de la serieexpuesta actualmente, y están compuestas por cola-das de andesitas y basaltos vesiculares que en oca-siones forman "pillows", hialoclástitas y brechas hia-loclásticas y tobas espilíticas de grano grueso a fino,con estructuras sedimentarias tractivas.

Correlación con otras zonas

Dentro de la ZOM aparecen materiales volcánicoscámbricos en varias unidades (fig. 4). Están citados


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Fig. 3. Corte geológico transversal al Sinclinal de Zafra (misma leyenda que en figura 2)Fig. 3. Cross-section across the Zafra syncline (same legend than figure 2)


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dentro de la Serie Detrítica Inferior, entre otras, en lashojas de Olivenza (Jorquera et al., 1988 a), Usagre(Apalategui et al., 1983 b) o Llerena (Apalategui et al.,1983 a).

En Portugal, en el sector de Alter do Chão-Elvas, secitan materiales volcánicos ácidos que pasan lateral-mente a conglomerados y arcosas, correlacionablescon la Fm.Torreárboles (Oliveira et al., 1991).

En la hoja de Olivenza (Jorquera et al.,1988 a) secitan intercalaciones de rocas volcánicas ácidas sobretodo en la base de la Serie Detrítica Inferior, y tam-bién pequeñas intercalaciones de metabasitas.

En la hoja de Usagre (Apalategui et al., 1983 b)dentro de la Unidad del mismo nombre, se citanintercalaciones de metaandesitas en la parte alta de laserie, que según los autores de la hoja podría ser elMiembro Inferior de la misma.

En Llerena (Apalategui et al., 1983 a) se citanmetandesitas a techo de la unidad y vulcanitas ande-síticas intercaladas, al NO de Villagarcía de la Torre,también dentro de la Unidad de Usagre.

En la Serie Detrítica Superior las manifestacionesvolcánicas son más numerosas. Están citados mate-riales volcánicos, entre otras, en las hojas deVillarreal (Jorquera et al., 1988 b), Alconchel (Muelaset al., 1976), Burguillos (Muelas et al., 1977; Dupont,1979), Oliva de la Frontera (Jorquera et al., 1990),Jerez de los Caballeros (Fernández Carrasco et al.,1981; Dupont y Vegas, 1978; Dupont, 1979), Higuera(Apalategui et al., 1983 c), Monesterio (FernándezCarrasco et al., 1983), Puebla del Maestre (Apalateguiet al., in litt.), Guadalcanal (Apalategui et al., 1985) oSanta Olalla de Cala (Apalategui et al., 1990) (ver fig.4).

La Serie Detrítica Superior, en términos generaleses una sucesión siliciclástica de pizarras, arcosas, are-niscas y cuarcitas con algún nivel de conglomeradose importantes aportes volcánicos de carácter bimo-dal. Son importantes los cambios laterales de facies.

Los materiales volcánicos citados en las distintashojas aparecen tanto a muro como a techo en la serieDetrítica Superior, y con composiciones que varíanentre ácidas y básicas.

La Serie Detrítica Superior se correlaciona convarias formaciones: Fm. La Lapa (Odriozola et al.,1983) en la Unidad de Alconera, Alternancias deCumbres (Coullaut et al., 1975, En: FernándezCarrasco et al., 1981) en la Unidad de Elvas-Cumbreso la Fm. Vila Boim (Gonçalves, 1971) en el Sector deAlter do Chão-Elvas.

El Complejo Volcanosedimentario sería correlacio-nable con las Capas del Playón (Odriozola et al.,1983), Espilitas de la Umbría-Pipeta (Bard, 1969), laSerie Volcanosedimentaria de Terrugem (Oliveira et

al., 1991; Mata y Muhná, 1990) y, con la Fm. La Ossaen la Unidad de Barrancos-Hinojales (Mata y Muhná,op. cit).

Están citados materiales volcánicos correlaciona-bles en varios puntos dentro del Antiforme deOlivenza-Monesterio. En el flanco SO del Antiformeson más abundantes y aparecen dentro de la Unidadde Elvas-Cumbres, en varias localidades, entre otrasen las hojas de Alconchel (Muelas et al., 1976),Villanueva del Fresno (Vegas et al., 1975 b), Oliva dela Frontera (Jorquera et al., 1990), Jerez de losCaballeros (Fernández Carrasco et al., 1981),Encinasola (Fernández Ruiz et al., 1994) e Higuera laReal (Apalategui et al., 1984), como se puede ver enlas figuras 1 y 4.

En este flanco SO los materiales son mayoritaria-mente de composición básica (basaltos y tobas espi-líticas) aunque también se citan volcanitas ácidasintercaladas. En la hoja de Alconchel, los materialesmás abundantes son ácidos (rocas volcánicas riolíti-co-dacíticas).

En el Sector de Alter do Chão-Elvas, continuaciónen Portugal de la Unidad de Elvas-Cumbres, se citauna secuencia similar a la presentada en este trabajo(Oliveira, 1984; Oliveira et al., 1991). El ComplejoVolcanosedientario se correlacionaría con la Fm. DoPadrão-Avessadas, donde aparecen metavolcanitasácidas, seguidas de metavolcanitas intermedias-áci-das, a las que se superponen metavolcanitas básicas,con estructuras de pillows.

En el flanco NE del antiforme de Olivenza-Monesterio aparecen materiales volcánicos de estaedad en una banda de poco espesor entre las locali-dades de Zafra, al SE y Nogales más al NO. Tambiénhay citados materiales atribuibles al Complejo volca-nosedimentario del Cámbrico Inferior-Superior en laUnidad de Benalija, dentro de la Hoja 898 (Puebla delMaestre, Apalategui et al., in litt.), en una pequeñazona entre esta Unidad y la Unidad de Loma del Aire.

Descripción estatigráfica y petrográfica

En este trabajo se ha efectuado un corte de direcciónSO-NE en la zona del Embalse de la Albuera de Zafra,a través de la parte alta de la Unidad de Alconera(Miembro Vallehondo de la Fm. La Lapa, Cuarcita deEl Castellar y Capas del Playón), hasta su contactotectónico con la cuenca carbonífera de los Santos deMaimona. En esta transversal de la estructura se hanpodido diferenciar varias unidades (Ver fig. 4).

Con carácter general, hay que señalar que lascomposiciones originales de las rocas volcánicasobjeto de este trabajo, son muy difíciles de precisar


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debido a la alteración generalizada de la mayor partede ellas. Esta alteración es debida a dos procesos,uno hidrotermal, de carácter más local y otro, másgeneral, de espilitización, por interacción con aguamarina. El resultado es una profunda transformaciónde la mineralogía primaria, acompañada, a veces decambios texturales, y de una modificación de la com-posición química.

Miembro Vallehondo (Fm. La Lapa)

El corte efectuado abarca unos 70 metros de la SerieDetrítica Superior (Miembro Vallehondo de laFormación La Lapa (Odriozola et al., 1983).

Se cortan materiales que incluyen areniscas degrano fino y limolitas con intercalaciones de arenis-cas volcanoclásticas, lavas básicas de textura traquí-tica, tobas de lapilli basáltico, cineritas y lavas ácidas.Estos materiales volcánicos y volcanoclásticos pre-sentan características que abarcan desde mediossubmarinos tranquilos, con muchos detríticos finoscon alguna intercalación arenosa, hasta depósitosturbidíticos; es decir, los materiales volcánicos estánmás o menos alejados de los centros de emisión.Estos materiales se atribuyen al Cámbrico Inferior(Bilbiliense), por la fauna encontrada en ellos (trilobi-tes; Liñán et al., 1996).

Los primeros materiales encontrados en el corteson limolitas con lentículas de arenas de grano fino,que van aumentando hacia techo. Presentan micro-bioturbación vertical, laminación paralela y lamina-ción de ripples.

En la parte superior de estos materiales hay unpequeño nivel (3 m) de arenas de grano medio concomponente volcánico (feldespatos subidiomorfos) yalgunas “bombas volcánicas”. Estas bombas tienenforma redondeada, y un tamaño de 3,5 cm por 2 cm,y color beige. La composición es ácida con cristalesde cuarzo, plagioclasas, feldespato potásico, mosco-vita, fragmentos de pómez y fragmentos de rocasvítreas, en una matriz arcillosa, probablemente cinerí-tica.

Por encima de este tramo más grosero aparece untramo de 8 m de areniscas volcánicas de tamaño lapi-lli y composición básica, en bancos decimétricos, conlaminación cruzada en surco, secuencias granocre-cientes y estratocrecientes y clastos menores de 2cm. El aumento de tamaño de grano lo marcan losfragmentos de escoria basáltica, que tienen bordesdesde redondeados a angulosos, con muchas vesícu-las ahora rellenas de clorita y/o carbonatos, queestán, en su mayoría aplastadas. Presentan unacementación carbonatada muy importante. Estos

materiales se interpretan como depositados porcorrientes densas (debris flows).

A techo aparece un pequeño paquete de unos 6 mde lavas de composición intermedia a básica, tamañode grano muy fino a afanítico, con vesículas depequeño tamaño, ahora rellenas de carbonatos y/oclorita. La matriz es cristalina y está formada por lis-tones de plagioclasa y opacos con textura traquítica,donde se ven restos de un máfico de hábito prismáti-co ahora totalmente alterado a productos arcillosos(piroxenos ?). A techo de las lavas aparecen rocaspiroclásticas de tamaño lapilli, con aumento de tama-ño de grano de los fragmentos hacia techo. Almicroscopio son poligénicas, con fragmentos líticosde rocas traquíticas, rocas muy vesiculadas (escoriasbasálticas con las vesículas aplastadas y rellenas declorita y carbonatos), algunas porfídicas (listones deplagioclasa), cineritas y areniscas, así como fragmen-tos compuestos por pequeños cristales de cuarzo,moscovita, clorita y feldespato potásico en una matriz(cinerítica?) negra.

Por encima de estas lavas aparece un tramo detrí-tico de unos 9 m, con cineritas intercaladas. A techoestas cineritas presentan fragmentos redondeados deescorias de tamaños milimétricos, >3 mm hasta 1 cm.Estas cineritas son de color verdoso, afaníticas, conlaminación paralela y cruzada. Al microscopio se veque la laminación está marcada por niveles de mayory menor tamaño de grano, pero igual composición.Presentan una mineralogía de cuarzo, feldespatopotásico, plagioclasa, moscovita, y fragmentos deescorias basálticas, opacos, así como esquirlas deformas cuspadas y otras de bordes musgosos, con uncemento de sericita y carbonatos. La moscovita sepresenta en placas planas de gran tamaño en relacióncon los minerales de la matriz, lo que podría interpre-tarse como originado por decantación. El techo deeste tramo podría interpretarse como un depósito decaída (toba de bloques y ceniza), aunque tambiénpodría ser un depósito de transporte en masa (debrisflow).

Después de un tramo detrítico (16 m) de alternan-cias de areniscas de grano fino y lutitas aparece otropaquete de lavas de 22 m de espesor. Este tramo lávi-co está constituido por rocas porfídicas, con fenocris-tales de plagioclasas formando en muchos casos glo-mérulos, en una matriz constituida por feldespatopotásico, cuarzo y opacos.

Formación Castellar (Odriozola et al.,1983)

Se sitúa por encima del Miembro Vallehondo y pre-senta unos 32 m de espesor. En este punto no forma

ya el resalte típico de la Sierra del mismo nombre, yestá constituida por areniscas de grano fino a medio,de color amarillo-anaranjado en superficie y ocre encorte fresco, con micas dispersas. En medio de estetramo hay una zona brechificada con fragmentos deareniscas, tobas y vidrios de composición riolítica ytexturas esferulíticas.

Complejo volcanosedimentario

De muro a techo, está formado por los siguientes tra-mos (ver fig. 4).

I. Tobas, areniscas y arcosas volcanoclásticas

Pequeño nivel, de unos 25 m de tobas epiclásticas yareniscas volcánicas. Presentan laminaciones parale-las y cruzadas, en bancos centimétricos con granose-lección positiva y estructuras flaser.

Al microscopio se observa que los niveles conlaminación paralela, a muro del paquete, están mar-cados por alternancias de niveles de mayor tamañode grano y composición claramente volcánica y nive-les de tamaño de grano limolítico y composición másdetrítica.

Los niveles tobáceos presentan fragmentos derocas traquíticas, de rocas vítreas, de cineritas y cris-tales de plagioclasa, feldespato potásico, y cantida-des menores de opacos, circón y turmalina, en unamatriz escasa de moscovita y cuarzo.

Las arcosas y areniscas volcanoclásticas son rocasgranosoportadas, bien clasificadas, con clastos sub-angulosos y una matriz escasa que forma una ligerapelícula alrededor de los clastos.

II. Rocas Intermedias

Conjunto de unos 74 m, compuesto de muro a techopor varios niveles de coladas de lavas intermedias, decomposición traquítica, y algunas ignimbritas de cris-tales y fragmentos, también traquíticas.

Dentro de las lavas pueden distinguirse rocas por-fídicas y no porfídicas, de matriz vítrea o traquítica,vesiculadas o no.

Mesoscópicamente son rocas de grano fino o muyfino, con colores que varían de gris-verdosos a violá-ceos y ocres cuando están mas alteradas. En las por-fídicas se ven fenocristales de feldespato, de coloresque varían de blancos, verdes a rosáceos. Las rocasvesiculares presentan unas vesículas de formas arri-ñonadas y ovaladas, a veces definiendo orientacionespreferentes, de tamaños desde 1 a 8 ó 9 mm.

Al microscopio, los fenocristales son plagioclasacálcica de hábitos idiomórficos a subidiórficos, algu-nas con bordes corroídos por la matriz. Algunos pre-sentan alteración importante (sericitización y carbo-natación).

A veces también se ven restos de un máfico total-mente alterado, con aspecto afieltrado, hábitos hexa-gonales y cierto pleocroísmo marrón.

La mesostasis varía desde criptocristalina a micro-cristalina con textura traquítica. Las rocas de matrizcriptocristalina están formadas por una masa de coloramarillento con aspecto de desvitrificación de unvidrio. Suelen presentar gran cantidad de opacos, lomismo que las lavas de textura traquítica.

Las rocas vesiculadas presentan las vesículasvacías o rellenas de sílice (sílice o ceolitas?), a vecescon óxidos de hierro, en el centro o en los bordes delas amígdalas.

A veces se ven texturas que recuerdan a las textu-ras agpaíticas, con cristalización tardía de ferromag-nesianos con aspecto plumoso.

Las ignimbritas presentan un aspecto mesoscópi-co de tobas soldadas con cristales de feldespato,fragmentos líticos y matriz normalmente afanítica,con colores violáceos a grisáceos, donde a veces seven vacuolas y amígdalas.

Al microscopio presentan texturas fragmentales,soldadas, con fragmentos heterolíticos, desde redon-deados a angulosos de rocas traquíticas porfídicas,rocas vítreas de composición fundamentalmente fel-despato potásico, escorias basálticas de coloresmarrones (vidrios palagoníticos) y vesículas muyaplastadas, fragmentos pumíticos (vidrios de compo-sición silícea), cristales y fragmentos de cristales deplagioclasa, cuarzo, opacos, esquirlas y apatito. Lamatriz ahora es una agregado sericítico, que podríaser un vidrio desvitrificado o una ceniza.

En ocasiones se ven cristales de plagioclasa pota-sificados a partir de los bordes e irregularidades delos cristales, en otras aparecen doblados. La potasifi-cación ha sido anterior al proceso que dió lugar a laroca, lo mismo que el aplastamiento que se ve enalgunos fragmentos. Posteriormente a la formaciónde la roca se produce una recristalización generaliza-da y por último fracturación.

Tanto las lavas como las ignimbritas presentanvarios tipos de alteraciones: alteración hidrotermal,que rellena vesículas; alteraciones propilíticas conformación de epidota, clorita y opacos.

III. Rocas ácidas

Encima de este tramo de rocas intermedias, y con


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contactos aparentemente normales se encuentra unnivel de rocas ácidas, intruidas por un pequeño domode la misma composición y a techo un tramo deignimbritas. En conjunto todo el paquete tiene unespesor de unos 60 m.

Las lavas ácidas mesoscópicamente tienen coloresblancos, rosas y violáceos, son porfídicas, con o sinvacuolas, y matriz afanítica. Los fenocristales sonmilimétricos (de 1 a 5 ó 6 mm) idiomórficos a subi-diomórficos. Microscópicamente son riolitas potási-cas, porfídicas, con fenocristales de feldespato potá-sico, cuarzo y plagioclasa, con vacuolas o sin ellas ymatriz holocristalina, hipocristalina.

Los fenocristales de feldespato potásico son idio-mórficos a subidiomórficos y están alterados a serici-ta a partir de bordes e irregularidades normales a losbordes del cristal, pudiendo tratarse de plagioclasas,tipo albita, potasificadas. En algunas muestras se venpertitas. Los fenocristales de plagioclasa son subidio-mórficos y están alterados a sericita. A veces se dis-tinguen maclas de Albita y Albita-Carlsbad, estas últi-mas poco frecuentes. Puede presentarse formandoglomérulos. Los fenocristales de cuarzo presentanhábitos subidiomórficos con abundantes golfos decorrosión. Son frecuentes los intercrecimientos gráfi-cos del cuarzo con feldespato potásico. También se veun máfico, ahora totalmente alterado a opacos decolor negro, epidota, opacos de color marronáceo ysílice.

La matriz suele estar formada por feldespato potá-sico y cuarzo, con aspecto vítreo, donde también seven opacos. Las rocas vacuolares a veces las presen-tan vacías o rellenas de un borde de sílice que se dis-pone de forma perpendicular a las paredes de la cavi-dad.

Las rocas del domo intrusivo en las lavas presen-tan la misma composición, siendo más frecuentes losintercrecimientos gráficos entre el feldespato potási-co y el cuarzo y las mirmequitas. Mesoscópicamentepresentan unos agregados de color verde oscuro, queal microscopio están formados por un agregado decalcita, sericita y opacos. Los contactos con las lavasson por fallas. Tienen colores rosas y violáceos.

Sobre las riolitas del domo intrusivo se encuen-tran ignimbritas o flujos piroclásticos, con caracterís-ticas de rocas soldadas, en bancos decimétricos, conuna marcada fluidaridad, algunas con vacuolas yotras no. Algunos bancos son rocas afaníticas y enotros se distinguen sobre una matriz afanítica peque-ños cristales o fragmentos sobre los que se adapta lalaminación. Colores blancos y violáceos. Tienen unespesor de unos 23 m.

Al microscopio presentan texturas eutaxíticas yfluidales. La fluidaridad está marcada por niveles de

mayor y menor cristalinidad. Los niveles más cristali-nos presentan una textura que recuerda la textura“en diente de perro” o texturas “ en empalizada” conlos minerales de cuarzo en una disposición perpendi-cular a la dirección de flujo. Los niveles de menorcristalinidad están formados por feldespato potásicoy cuarzo con texturas esferulíticas, probablemente dedesvitrificación de vidrios. Los fragmentos que se venen muestra de mano son cristales y fragmentos decristales de cuarzo, feldespato potásico y tambiénalgún lítico denso de rocas traquíticas microporfídi-cas. También se ven fragmentos vítreos con formasde flamas estirados (“fiamme”) y totalmente altera-dos a sericita, con disposición eutaxítica. En algunasmuestras se ven cuarzos estallados.

Dentro de esta unidad hay intercalados otros nive-les de rocas piroclásticas soldadas, afaníticas, decolor violáceo, con aspecto de chert en muestra demano. Al microscopio son rocas fragmentales, solda-das y están formadas casi exclusivamente por esquir-las vítreas, fragmentos de pómez y algún cristal deplagioclasa. Las esquirlas presentan formas cuspa-das, alargadas, en Y, típicas de fragmentos de pare-des de burbujas.

Todas las rocas de esta unidad han sufrido proce-sos de recristalización posterior que enmascaran lastexturas originales.

IV. Detríticos y tobas con pequeñas intercalacionesde rocas volcánicas ácidas, básicas e intermedias

Este nivel presenta pizarras y areniscas de grano finocon pequeñas intercalaciones de rocas volcánicas áci-das (lavas, tobas y cineritas), básicas (tobas) e inter-medias (lavas traquíticas) con contactos peperíticoscon las cineritas inferiores. Potencia media de 145 m.El límite paleontológico entre el Cámbrico inferior y elmedio se ubica a unos 87 m de la base de este tramo(Liñán et al., 1995).

Los materiales detríticos son limolitas con peque-ñas intercalaciones de areniscas de grano fino, que sehacen mas abundantes hacia techo del tramo.Presentan laminaciones paralelas, bioturbaciones,alguna estructura de corriente, tipo flute cast y grada-ciones positivas de tamaño de grano. En muestra demano se ve que tienen bastante feldespato, posible-mente de origen volcánico. También en la parte supe-rior es donde aparecen intercalados algunos nivelesde rocas volcánicas de pequeño espesor (4 ó 5 m)pero gran variedad litológica. De muro a techo deltramo: ignimbritas, cineritas, lavas intermedias,tobas, cineritas, tobas, limolitas, rocas piroclásticasde composición básica y grauvacas volcanoclásticas.

Las primeras ignimbritas son rocas soldadas, convacuolas desde menores de 1 mm a 3-4 mm, vacías orellenas de óxidos de hierro, matriz afanítica y coloresocres. Al microscopio se ven cristales de cuarzo, pla-gioclasa y fragmentos vítreos en una matriz esferulí-tica formada por una pasta de plagioclasa y cuarzo,donde son abundantes los opacos idiomórficos dehábitos hexagonales y cuadráticos. Los cristales decuarzo presentan bordes recristalizados y algunosestán estallados.

Las cineritas tienen colores gris-verdoso y tamañode grano muy fino. Al microscopio presentan unamatriz compuesta de minerales arcillosos y cuarzocon cantidades menores de feldespato potásico, pla-gioclasa, circón y turmalina. De forma dispersa seencuentran megacristales de cuarzo, idiomórficos asubidiomórficos, algunos con bordes corroidos.También hay fragmentos líticos y pumíticos. Los frag-mentos líticos tienen formas subangulosas, y sonrocas de aspecto vítreo constituidas por feldespatopotásico y algo de cuarzo y opacos y, los fragmentospumíticos son rocas formadas casi exclusivamentepor una mineralización de óxidos de hierro, con for-mas redondeadas a subangulosas. Estas facies cinerí-ticas podrían interpretarse como la parte no soldadade las ignimbritas, en la “cola” de la nube ardiente.

Las lavas presentan contactos peperíticos con lascineritas inferiores, viendose inyecciones de cineritasdentro de las lavas. Al microscopio estas lavas pre-sentan texturas porfídicas, vacuolares y matriz traquí-tica. Los fenocristales son plagioclasas idiomórficastotalmente sericitizadas. Las vacuolas están rellenasde ceolitas y/o sílice, encontrándose algunas tambiéncon sericita. En la matriz son abundantes los opacosde pequeño tamaño.

V. Pizarras

Paquete bastante potente (530 m), que lateralmentese acuña. Son rocas de color verde-grisáceo, com-puestas de pizarras y areniscas de grano fino, másarenosas a muro del paquete y bastante monótonas.Presentan restos fósiles de Trilobites del CámbricoMedio (Gil Cid, 1973; Liñán et al., 1993, entre otros),braquiópodos del Cámbrico Medio (Gil Cid & Melou,1988 en: Liñán et al., 1995) y asociaciones de acritar-cos del Cámbrico Medio y Superior (Liñán et al.,op.cit.).

VI. Rocas básicas

Este tramo es también bastante potente (500 m) yestá compuesto por rocas volcánicas básicas de com-

posición espilítica, que constituyen el techo de laserie actualmente expuesta en la Unidad de Alconera.

En muestra de mano son rocas verdes, y por logeneral dan resalte en el campo. Se presentan comocoladas de lavas, tobas y brechas hialoclásticas ycineritas. Esta banda de rocas verdes tiene bastantecontinuidad lateral, y en ella se ve con carácter gene-ral una secuencia de muro a techo que comenzaríacon una pequeña colada de lavas, seguida de unpotente tramo de tobas y brechas hialoclásticas, quelateralmente presentan cambios a depósitos de olea-das (surges), otra pequeña colada de lavas, hialoclas-titas y una colada de lavas, que en algún punto estáalmohadillada.

En el corte realizado se ve a muro de estas rocasbásicas una pequeña brecha poligénica, de un espe-sor muy pequeño (apenas 3 m) que lateralmente pasaa una pequeña zona de jaspes rojos. En ella se distin-guen fragmentos angulosos a redondeados, quevarían desde milimétricos a 10 cm, de rocas volcáni-cas, fragmentos de calizas y jaspes y una cementa-ción carbonatada muy importante. Al microscopio seven fragmentos de rocas traquíticas, con texturasintersertales a hialopilíticas y matriz palagonítica;fragmentos de escorias basálticas de pequeño tama-ño, con muchas vesículas y fragmentos de ellas; frag-mentos de calizas, compuestos por calcita micríticacon algún cristal de esparita y opacos. Se distinguendos cementaciones, una primera de hierro con textu-ras botroidales y fibroso-radiada alrededor de losclastos volcánicos y rellenando cavidades y, otra pos-terior carbonatada, de calcita esparítica, más masiva.

Las coladas, en ocasiones forman pillows y otrasveces son masivas, sin ninguna estructura aparente.Cuando se forman pillows las rocas son de granomuy fino a afanítico, muy vesiculares, con las vesícu-las de pequeño tamaño y dispuestas de forma con-céntrica a la parte externa de la estructura, con grie-tas radiales y oblicuas. Estas lavas al microscopiotienen texturas traquíticas, porfídicas y amigdalares,pudiendo observarse que las rocas de la parte exter-na de las pillows son más vítreas que las de la parteinterna que son más cristalinas.

Los fenocristales son plagioclasas, idiomórficas enuna matriz traquítica, en la que son abundantes losopacos de pequeño tamaño y hábito cuadrático.También quedan restos de un máfico, de relievemoderado y habito prismático, ahora totalmente alte-rado a óxidos e hidróxidos de hierro, que podría serun piroxeno. Las vesículas están rellenas dandoamígdalas, viéndose varias generaciones de las mis-mas, donde parece que las de mayor tamaño sonposteriores y engloban a las más pequeñas. Lasecuencia de relleno de las amígdalas es: clorita, síli-


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ce fibroso-radiada (calcedonia) y carbonatos, aunqueno siempre se ven todos estos minerales en unamisma vesícula.

Las rocas masivas son generalmente porfídicas,aunque algunas únicamente presentan microfeno-cristales aislados sólo ligeramente mayores que losde la pasta. Pueden presentar vesículas o no y lamatriz puede ser hipocristalina a hialopilítica.

Los fenocristales son plagioclasas y algún máfico,normalmente alterado. Los fenocristales de plagiocla-sas se presentan con hábitos idiomórficos a subidio-mórficos, a veces con bordes corroídos por la matriz,con maclas de Albita, Carlsbad y en ocasiones se venzonadas. Pueden llegar a alcanzar grandes tamaños(de hasta 1 cm). Cuando se han podido medir tienencontenidos de 35-65% An (andesina). Los máficos noson muy abundantes. Se ven restos de un mineral degran relieve, con hábitos prismáticos y romboidales,que pudiera tratarse de olivino. En otras muestras seve algo que recuerda a la antigorita, transformada enun agregado de clorita, carbonatos y ceolitas con tex-turas vermiculares. Así mismo, se ven restos de otromáfico con hábitos prismáticos y relieve alto quepodría ser piroxeno.

La matriz puede ser intersertal a hialopilítica, decolores oscuros (marrones normalmente), pudiendotratarse de vidrios palagoníticos, en los que se venpequeños listones de plagioclasa y opacos. Cuandohan podido medirse las plagioclasas de la matriz pre-sentan unos contenidos de 28-38% An (oligoclasa aandesina).

Las vesículas pueden variar desde tamaños meno-res de 1 mm a rocas con grandes vesículas de formasarriñonadas o redondeadas, pudiendo estar vacías orellenas. El relleno de las vesículas es variado, pre-sentando zonados, texturas botroidales o rellenos deminerales microcristalinos. Se ven secuencias con unborde de opacos de colores rojizos (óxidos de hierro)y carbonatos y el centro relleno de carbonatos engrandes cristales (probablemente calcita). Otrasveces son clorita, opacos y carbonatos, otras estánrellenas de óxidos e hidróxidos de hierro con texturasbotroidales, otras son ceolitas y clorita y otras cloritascon texturas fibroso-radiadas.

Las tobas básicas tienen tamaños de ceniza, lapilliy mayores (brechas y bombas). Las tobas de tamañosde lapilli y las brechas son las más abundantes y sepresentan como tobas y brechas hialoclásticas, enbancos decimétricos (de 20 a 50 cm) pudiendo llegarhasta 1m. Presentan una alteración en "cascara decebolla" que le confiere un aspecto de "bombas". Lasrocas suelen tener color verde y en muestra de manose distinguen fragmentos de rocas que varían entrerocas vesiculadas y no vesiculadas y cristales de fel-

despatos. Los fragmentos son angulosos a redondea-dos, de colores grisáceos a violáceos, con tamañosque pueden oscilar entre milimétricos a 5-6 cm.

Al microscopio son rocas fragmentales, soldadas,con fragmentos de rocas volcánicas, cristales y frag-mentos de cristales y son clasto-soportadas. Los frag-mentos tienen bordes angulosos y redondeados y sediferencian fragmentos de escorias basálticas y algúnlítico. Los fragmentos de escorias basálticas presen-tan mayor o menor grado de vesiculación, algunasveces tienen cristales de plagioclasa y la matriz sueleser marrón o negra (vidrios palagoníticos), con textu-ras hialopilíticas, dóonde se distinguen pequeñaspajuelas de plagioclasa. Las vesículas varían en tama-ño y forma pudiendo ser desde menores de 1 mm aalgunos mm y desde redondeadas a tener formasarriñonadas. A veces se ve que estas vesículas sonredondeadas y están definiendo una orientación pre-ferente que se interpreta como flujo magmático. Loslíticos densos, menos abundantes, son rocas traquíti-cas, a veces porfídicas. Los cristales son plagioclasasy se ven, tanto en la matriz como en los fragmentos.Son idiomórficos a subidiomórficos, algunos con bor-des corroídos, otros con bordes deflecados y otrosrotos.

La matriz suele ser escasa, aunque algunas vecesno se distingue entre matriz y fragmentos. Lo que sies abundante es una cementación carbonatada y esfrecuente la presencia de óxidos de hierro.

Las cineritas también se presentan en bancos, aveces con "bombas" de la misma composición.Pueden presentar gradaciones positivas en tamaño ycantidad de fragmentos, así como laminaciones para-lelas y cruzadas de bajo ángulo. Todas estas estructu-ras se interpretan como producidas por mecanismosde oleadas piroclásticas (“surges”), aunque tambiénpodrían corresponder a rocas retrabajadas (epiclasti-tas). Si consideramos que son depósitos de oleadasestaríamos hablando de procesos explosivos aleja-dos de las fuentes que están produciendo las hialo-clastitas.

Al microscopio son rocas matriz-soportadas,estando ésta formada por una sustancia marrón conclorita y pequeñas esquirlas de cuarzo y plagioclasa,así como pequeños cristales de moscovita, fragmen-tos de rocas vesiculadas (escorias basálticas) yesquirlas en forma de Y, formas cuspadas y otras debordes musgosos, que se interpretan como fragmen-tos de paredes de burbujas.

Conclusiones

La serie volcánica Cámbrica de la Unidad de Alconera

está intercalada entre sedimentos marinos de plata-forma somera.

El volcanismo ácido e intermedio representado enel muro del Complejo volcanosedimentario tienecarácter alcalino y características de un volcanismosubaéreo (ignimbritas) a submarino de aguas pocoprofundas (coladas de lavas). Está acompañado defenómenos explosivos que dan lugar a rocas piro-clásticas (ignimbritas, brechas y tobas).

Si encontramos ignimbritas y coladas de lavaintercaladas tendremos que pensar en dos ambienteseruptivos diferentes: uno subaéreo (más distal) quedaría lugar a nubes ardientes que formarían lasignimbritas, y otro submarino (proximal) que ha pro-ducido la colada, en forma de domo efusivo. Lasnubes, generadas en sectores emergidos podríanintroducirse después en el agua generándose bre-chas hialoclásticas, palagonitización y pillows en labase, seguidas de lavas masivas y lavas de caracte-rísticas subaéreas a techo (Cas y Wright, 1988).

Parece corresponder a un vulcanismo fisural a lolargo de las cuales aparecen pequeños domos decomposición ácida (riolitas potásicas) a intermedia(traquitas a traquiandesitas basálticas), como en laLadera de El Castellar, Cerro de Pedro Toro, Cerro deLos Castillejos, Sierra Bejera, y Rivera del Guadajira.

El vulcanismo básico tiene características de vul-canismo submarino de aguas poco profundas: basal-tos con estructuras almohadilladas, andesitas ybasaltos poco o muy porfídicos, sin vacuolas a muyvesiculados, hialoclastitas y brechas hialoclásticas deenfriamiento rápido. También hay fenómenos explo-sivos, producidos, probablemente por explosionesfreatomagmáticas que forman brechas y tobas espilí-ticas de grano fino a medio, con estructuras tractivasque se interpretan como depósitos de oleadas sub-marinas ("surges").

Agradecimientos

Este trabajo ha sido parcialmente financiado porFEDER-CICYT (1FD97-1177).

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Recibido: Junio 2001Aceptado: Agosto 2001

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