Ruta Urbana de fósiles en Salamanca
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- 1) Mares del Cretácico I
Gran Vía, 25-29 (entrada al edificio de Correos)
Este tipo de roca también puede observarse en los siguientes edificios:
-Calle Peña primera, nº 11-13.
-Avda. Villamayor, nº 40-48.
-Hall de la Facultad de Ciencias, Pza. de los caídos, s/n.
La roca ornamental que observamos se conoce como Gris Deba/Rosa Duquesa y procede de los alrededores de Deba (Guipúzcoa). Puede tener tonos más grisáceos o más rosados según el nivel de oxidación.
Esta parada nos transporta a los mares del Cretácico (hace aproximadamente 100 millones de años), cuando gran parte de los terrenos que hoy forman la península Ibérica estaban sumergidos. Los sedimentos de esa época nos muestran que muchos de esos mares eran someros y cálidos, y sus fondos presentaban plataformas carbonatadas con estructuras de tipo arrecifal. Estos mares se desarrollaron durante el proceso de apertura del Atlántico que comenzó tras la fracturación de Pangea a finales del Triásico. Hoy en día, esos depósitos sedimentarios se encuentran emergidos por acción de la orogenia Alpina que plegó y fracturó los sedimentos de las cuencas jurásicas y cretácicas de la península Ibérica debido a los esfuerzos compresivos entre la placa africana y la europea.
Figura 1.1. Reconstrucción paleogeográfica del final del Cretácico inferior (∼100 Ma). Figura © 2016 Colorado Plateau Geosystems Inc.
Figura 1.2. Los fósiles destacados en esta parada se encuentran señalados por flechas amarillas.
En estos mares someros y cálidos habitaron multitud de organismos típicos del Cretácico como corales, moluscos bivalvos y gasterópodos, equinodermos, esponjas, algas rojas coralinas y briozoos. En la Figura 1.2 podéis ver unos de los organismos más abundantes en esta roca y más representativos de este periodo, ¿sabrías decir qué tipo de organismos son?
- Corales
- Bivalvos
- Equinodermos
- Briozoos
¡¡Efectivamente!! Son moluscos bivalvos de tipo rudista. Los rudistas son un grupo de bivalvos muy modificados que vivieron entre el Jurásico superior y el Cretácico superior. Estos organismos formaron bioconstrucciones arrecifales principalmente junto a corales, ostreidos (bivalvos del grupo de las ostras) y otros organismos. En la Figura 1.3 podéis observar una reconstrucción de una de esas bioconstrucciones arrecifales.
Figura 1.3. Representación gráfica de los arrecifes típicos del Cretácico en la Cuenca Vasco-Cantábrica.
Los rudistas son inequivalvos, es decir que sus valvas son diferentes. Pueden tener tamaño variable, desde unos pocos cm hasta 50 cm. La mayoría presentan una valva cónica que se fija al sustrato (llamada valva derecha) y una valva móvil (valva izquierda), que puede tener una morfología variada, desde plana a cónica. La valva móvil controla la apertura por la que podían sacar el manto, como puede verse hoy en día en las almejas gigantes (Tridacna).
Figura 1.4. Fotografías de un fósil del género Hippurites. Imagen tomada de Smithsonian.
En la fotografía A de la Figura 1.2 aparece una sección de un rudista de tipo elevador de la familia Hippuritidae, similar al que podemos observar en la Figura 1.4. En la fotografía B aparecen secciones de rudistas requiénidos, muy característicos por presentar una silueta de color oscuro. Los rudistas requiénidos se desarrollan en ambientes de corrientes fuertes y baja tasa de sedimentación, mientras que los elevadores son característicos de ambientes con corrientes débiles y sustrato duro.
Figura 1.5. Morfología de los rudistas en función de las características ambientales.
Además de los rudistas esta roca es muy rica en corales masivos y ramificados, briozoos, espongiarios de tipo chaetétido, ostreidos y otros bivalvos como los del género Chondrodonta (muy abundantes durante el Cretácico), gasterópodos (especialmente los de tipo nerineido), esponjas y equinodermos (principalmente de tipo crinoideo).
Figura 1.6. Fósiles que podemos observar en el hall de Correos. C=coral colonial; r-c=rudista caprínido; t-c=tallo de crinoideo.
Figura 1.7. Fósiles que podemos observar en el hall de la Facultad de Ciencias. C-m=coral colonial masivo; b=briozoo; c-r= coral ramoso solitario.
- 2) Mares del Eoceno I
Calle Concejo, 16-18 (fachada de óptica Ulloa)
La roca que observamos se conoce como Gris San Vicente y procede de los alrededores de Sant Vicenç de Castellet (Barcelona).
Esta parada nos transporta a los mares del Eoceno (hace aproximadamente 50 millones de años). En esta época un estrecho brazo de mar entraba desde el Atlántico inundando parte del norte de la península Ibérica. En este mar somero y tranquilo habitaron equinodermos de tipo equinoideo (erizos de mar), moluscos bivalvos y gasterópodos, y grandes foraminíferos bentónicos como los nummulites, muy abundantes en sedimentos del Eoceno.
Figura 2.1. Reconstrucción paleogeográfica del Eoceno (∼50 Ma) © deeptimemaps.com.
¿Sabes lo que es un foraminífero? ¿A qué grupo de organismos crees que pertenece?
- Corales
- Artrópodos
- Protozoos
- Mamíferos
¡¡Has acertado!! Los foraminíferos son protozoos, es decir, son organismos unicelulares, que pueden medir desde menos de 1 mm a varios cm. Muchos de ellos producen un caparazón de carbonato cálcico susceptible de preservarse como fósil en el registro sedimentario. Las rocas que vemos en esta parada son ricas en nummulites, un tipo de foraminífero bentónico que puede ser observado a simple vista, con tamaños desde 0,5 cm a más de 5 cm. Estos organismos habitaban en medios marinos someros de la plataforma continental, en zonas con clima tropical-subtropical, oligotróficas (bajas en nutrientes) y con una energía media-baja. Durante el Eoceno fueron uno de los grandes productores de carbonato, de modo que los sedimentos en ocasiones estaban compuestos por un elevado número de estos organismos que constituyen lo que se conoce como barras de arena de nummulites.
Figura 2.2. Esquema de un nummulites mostrando su estructura en sección axial y transversal, que es lo que observamos frecuentemente en las rocas ornamentales. Figura modificada de Mathieu et al. (2011).
En esta roca también podemos observar algunas secciones y radiolas de equinodermos de tipo equinoideo, también conocidos como erizos de mar. Los equinoideos pueden ser de tipo regular o irregular (ver Figura 2.3). Los regulares presentan simetría pentarradiada, forma globosa, espículas o radiolas grandes y tienen un modo de vida epifaunal, es decir viven sobre el sedimento. En cambio, los irregulares suelen ser más aplanados, presentan simetría bilateral sobre impuesta a la radial y tienen un modo de vida infaunal, es decir que viven dentro del sedimento. El paso a la vida infaunal en los equinoideos irregulares se produjo en el Jurásico y supuso un gran cambio en las estructuras de los equinoideos, con un desplazamiento de sus estructuras radiales (los ambulacros) y de la posición del ano y la boca.
Figura 2.3. Estructura y morfología de los equinoideos regulares e irregulares. Figura modificada de Garcia Moreno et al. (2012).
Figura 2.4. Fósiles que se pueden observar en esta parada. b=bivalvo; n=nummulites; e=equinoideo; re=radiola de equinoideo; g=gasterópodo.
Figura 2.5. Reconstrucción paleoambiental del mar del norte de la península Ibérica durante el Eoceno. Figura tomada de © Quim Paredes, “La pedra de Girona”.
- 3) Ríos y cascadas
Cuesta del Carmen, nº2 (esquina con calle Espoz y Mina)
Este tipo de roca se denomina comercialmente Travertino Oro y posiblemente procede de las canteras de Almería cuyas rocas son de edad Plioceno.
Puede verse también en la zapatería de Plaza de la fuente, nº 2.
Esta roca es una caliza de tipo toba travertínica. Se forma en ambientes continentales ricos en carbonato en presencia de agua. Generalmente, están asociadas a ríos o arroyos de poca profundidad, manantiales, cascadas y saltos de agua. Actualmente, podemos ver formación de travertinos en diversos puntos de la geografía española como en las Chorreras del Cabriel (Cuenca), donde se puede observar la formación de travertinos a lo largo de más de 120 mil años (ver Figura 3.1).
Figura 3.1. Ejemplo de formación tobácea en las Chorreras del Cabriel. A la izquierda podemos observar unos bloques diagrama indicando las fases de formación de las tobas. A la derecha podemos observar fotografías de las formaciones tobáceas. La fotografía B nos muestra un nivel en el que se preservan impresiones de hojas. Imágenes obtenidas de Vegas et al. (2017) y http://info.igme.es/ielig/LIGInfo.aspx?codigo=IB015.
La precipitación de carbonato está asociada a la actividad de algas y cianobacterias, que aprovechan el agua cargada de carbonato, calcio y otros elementos para precipitar carbonato cálcico. Esta precipitación de carbonatos impregna restos vegetales preservándolos en el registro fósil. Los restos vegetales después se descomponen dando lugar a una porosidad muy característica de estas rocas (figura 3.1-B). Esta porosidad, a menudo se rellena con alguna resina para dar más consistencia a la roca ornamental. También se pueden encontrar restos de animales, por ejemplo, caparazones de gasterópodos.
Figura 3.2. Fotografías del travertino Oro utilizado en la fachada del edificio de la Cuesta del Carmen.
¿Sabrías decir que tipo de planta fosilizada podemos observar en la figura 3.2-C?
- Musgo
- Hierba
- Haya
- Ciprés
¡¡Exacto!! En la figura 3.2-C podemos observar impresiones de musgo que fue “petrificado” por la precipitación de carbonato. Podemos ver que se ha preservado su estructura perfectamente fosilizada. Se distinguen sus pequeños falsos tallos (caudilios) y sus pequeñas falsas hojas (filidios).
- 4) Registros fluviales del Eoceno
Calle Íscar Peyra, nº 15-17.
La Arenisca de Villamayor es una roca de edad Eoceno medio que puede verse en multitud de edificios del centro de Salamanca, ya que por su facilidad de corte, labra y talla se ha explotado y utilizado como roca ornamental en la región desde hace siglos. Esta roca es de gran importancia en el patrimonio histórico y arquitectónico de la ciudad de Salamanca cuyo centro es Patrimonio de la Humanidad. Destacamos como otros puntos para observar esta roca la farmacia del Paseo San Vicente, nº 10, el Hotel Abba Fonseca o el Colegio Mayor Fray Luis de León, que pueden verse dentro de la ruta propuesta.
La unidad conocida como Arenisca de Villamayor (o Piedra Franca), recibe ese nombre ya que se extrae en las canteras del municipio de Villamayor de la Armuña (Salamanca). Desde el punto de vista geológico es una litofacies de la Formación Areniscas de Cabrerizos de edad Eoceno medio, cuyo origen es continental. Estos depósitos corresponden a canales y llanuras de inundación de un sistema fluvial de tipo trenzado o braided (ver figura 4.1).
Figura 4.1. Ejemplo de río trenzado: río Waimakariri (Alpes del Sur, Nueva Zelanda). Fuente Wikipedia.
Durante gran parte del Cenozoico (últimos 65 millones de años), lo que hoy conocemos como la Cuenca del Duero era un sistema endorreico, es decir, una depresión interior rodeada de grandes relieves montañosos, generados durante las orogenias Varisca y Alpina, a la que llegaban varios sistemas fluviales.
¿Sabrías decir algún ejemplo de sistema endorreico actual?
- El lago de Sanabria
- El Gran lago salado (Utah)
- El Mar Mediterráneo
- El Océano Atlántico
¡¡Has acertado!! Un ejemplo actual de cuenca endorreica es la cuenca del Gran lago salado de Utah (EEUU, ver Figura 4.2), que además es un ejemplo muy similar a cómo pudo ser la cuenca del Duero durante el Eoceno-Mioceno, puesto que los sedimentos y fósiles de la cuenca del Duero nos indican que tuvo fases en las cuales el lago interior tuvo alta salinidad. Al final del Mioceno la cuenca del Duero pasó a ser exorreica, es decir, comenzó a drenar el agua que recibía hacia el mar a través del río Duero, en este caso hacia el océano Atlántico. Este proceso acarreó un encajamiento de los ríos y una erosión de los sedimentos previos, dando lugar al relieve que hoy en día conocemos en la cuenca del Duero.
Figura 4.2. Ejemplo de cuenca endorreica actual: Gran lago salado (Utah, EEUU). La figura nos muestra los diferentes sistemas fluviales que vierten sus aguas al Gran lago salado y la cantidad de sedimentos que aportan. Figura tomada de Bouton et al. (2020).
En esta roca pueden observarse estructuras sedimentarias inorgánicas, como las estratificaciones cruzadas que se forman en los canales fluviales debido a la acción de la corriente. También pueden observarse estructuras orgánicas de bioturbación como galerías de animales (gusanos y artrópodos) y concreciones de raíces.
Figura 4.3. Fachadas de la calle Íscar Peyra nº 15-17. En las fotografías podemos observar galerías animales y marcas de raíces.
Figura 4.4. Otras fachadas en las que podemos observar la arenisca de Villamayor: A) Paseo San Vicente, nº 10; B) Hotel Abba Fonseca; C) Colegio Mayor Fray Luis de León.
- 5) El Mediterráneo tropical del Mioceno
Calle Íscar Peyra nº 15-17.
En esta parada podemos observar la roca que comercialmente se conoce como Caliza Alba y es de edad Mioceno inferior.
La caliza Alba puede verse también en Avda. Villamayor nº 71 (Edificio Centro de Convivencia Victoria Adrados). De hecho, recomendamos ir a ver este edificio, en el cual se puede observar una mayor diversidad de fósiles ya que la fachada de todo el edificio presenta esta roca ornamental.
Esta roca se depositó en un mar tropical dentro de la región del Mediterráneo. Pero durante el Mioceno inferior y medio el mar Mediterráneo era muy diferente a como lo conocemos hoy en día (ver Figura 5.1), con una mayor conexión con el Atlántico por el oeste, y por el este con el océano Índico. Como consecuencia del progresivo acercamiento entre la placa Europea y la Africana, el Mediterráneo se fue cerrando y posteriormente estos sedimentos marinos emergieron, pasaron a formar parte de la Cordillera Bética.
Figura 5.1. Reconstrucción paleogeográfica del Mioceno inferior (hace aproximadamente 20 millones de años) donde puede observarse como la parte este de la actual Península Ibérica formaba parte de un mar tropical conectado con el Atlántico. Figura tomada de Neubauer et al. (2015).
En esta roca encontramos múltiples restos de equinoideos irregulares, moluscos bivalvos y rodolitos, que son estructuras redondeadas formadas por algas calcáreas (ver Figuras 5.2 y 5.3). Entre los equinoideos, la mayoría pertenecen al grupo de los Clypeasteroideos, un tipo de equinoideo con morfología aplanada o en forma de campana, que viven de forma infaunal, pero enterrados a poca profundidad, y, generalmente, en fondos arenosos. Los representantes vivos de estos organismos se conocen popularmente como “dólares de arena” (sand dollar en inglés) o “galletas de mar” (ver vídeo).
Figura 5.2. Fósiles de equinoideos irregulares de tipo Clypeasteroideo y moluscos bivalvos de la calle Íscar Peyra nº 15-17. e=equinoideo; b=bivalvo; r=rodolito.
Figura 5.3. Fósiles de equinoideos irregulares de tipo Clypeasteroideo y moluscos bivalvos del edificio de Avda. Villamayor nº 71: A) Bivalvos; B) Bivalvos; C) Ostreido; D) Pectínido; E y F) Clypeasteroideos con morfología acampanada.
El grupo de los bivalvos nos ofrece información muy valiosa sobre la energía del medio. ¿Qué crees que nos indican las conchas de la Figura 5.3-A?
- Un medio protegido de baja energía
- Un medio de alta energía
- Un medio de alta energía con una corriente unidireccional.
¡¡Efectivamente!! Las conchas de la Figura 5.3-A nos indican que los bivalvos han sufrido un proceso de desarticulación (separación de sus valvas) y transporte asociado a una corriente que ha agrupado las conchas con una imbricación que nos indica la dirección de la corriente. En este caso, el análisis tafonómico nos indicaría un transporte por una corriente hacia la izquierda (de la fotografía), pero como la roca está fuera de su lugar original no podemos saber la dirección real de la corriente.
En otros niveles se observan ejemplares de bivalvos con las dos valvas juntas (Figuras 5.3-B y 5.3-C), lo cual nos indica que hubo alternancias de periodos de calma con periodos más agitados. La presencia de equinoideos enteros también sugiere periodos de calma.
- 6) Mares del Eoceno II
Calle Peña Primera esquina con calle Iscar Peyra
Este tipo de roca se denomina comercialmente Crema Marfil y procede de Pinoso (Alicante). Esta roca es de edad Eoceno y se formó en un contexto similar a la roca de la Parada 2, pero en una región paleogeográfica diferente.
También puede verse en el interior de la Facultad de Ciencias (Pza de los caídos, s/n) y en numerosos edificios puesto que es una roca ornamental muy popular en España.
Figura 6.1. Reconstrucción paleogeográfica del Eoceno (∼50 Ma) © deeptimemaps.com.
Estas calizas corresponden a un ambiente de fondo marino en una plataforma carbonatada abierta, en la cual convivían diversos organismos, entre los que destacan: algas rojas (que formaban rodolitos), equinoideos irregulares, y foraminíferos de gran tamaño del grupo de los nummulitídos. Dentro del grupo de los equinoideos que se observan en esta roca destacan los irregulares, que eran infaunales o semi-infaunales, es decir, que vivían enterrados o semienterrados en el sedimento. Este tipo de equinoideos no poseían grandes espinas (radiolas), pues no necesitaban de excesiva protección dentro del sedimento y la ornamentación les dificultaría el desplazamiento.
Los nummulítidos son los fósiles más abundantes en esta roca ornamental. A pesar de su tamaño (0,5-10 cm), los nummulitídos eran protistas y estaban formados por una sola célula. Entre los ejemplares vistos en sección se pueden apreciar dos tipos, unos con cámaras concéntricas que corresponden al género Nummulites, y otros más alargados que corresponden al género Assilina (Figura 6.2). La diferencia en la disposición de las cámaras en uno y otro responde a que Nummulites presenta enrollamiento involuto mientras que en Assilina es evoluto.
Figura 6.2. Esquemas de secciones transversal y longitudinal de los géneros Nummulites y Assilina. Figura tomada de Blondeau (1972).
Los nummulitídos eran organismos bentónicos que vivían en el fondo marino de las plataformas, alimentándose de nutrientes y organismos en suspensión. Durante el Eoceno el mar Mediterráneo no existía como el mar semi-cerrado que conocemos en el presente. Este mar, denominado Tethys, estaba conectado con el océano Índico y con el Atlántico, y contaba con grandes superficies de plataforma carbonatada, pues gran parte de los continentes europeo y africano estaban sumergidos, dando lugar a grandes mares cálidos, poco profundos y oligotróficos (con relativamente pocos nutrientes). Estas plataformas eran el ambiente en el cual predominaban los nummulitídos. Los nummulites desaparecieron cerca del límite Eoceno-Oligoceno (hace 34 millones de años), cuando comenzaron a crecer los casquetes glaciares de la Antártida que produjeron un descenso en el nivel del mar y la consecuente disminución de los ambientes de plataforma carbonatada en todo el planeta. En torno a este momento también se produjeron dos impactos meteoríticos de enorme magnitud, uno en Norteamérica y otro en Siberia, que podrían haber contribuido a las altas tasas de extinción observadas a finales de este periodo. ¿Qué otros organismos crees que sufrieron un importante evento de extinción en esta época?
- Dinosaurios
- Aves
- Mamíferos
- Ballenas
¡¡Exacto!! Uno de los grupos más afectados y emblemáticos de este evento de extinción es el de los mamíferos. Aunque no se extinguieron del todo, sufrieron una gran renovación, que ha sido denominada la “gran ruptura faunística de Stehlin”. Aproximadamente el 60% de los taxones de mamíferos endémicos europeos se extinguieron y fueron sustituidos por inmigrantes asiáticos (rinocerontes, rumiantes primitivos y modernos carnívoros), lo cual afectó también al resto de la fauna y a la flora. La extinción de estos taxones se ha relacionado con el cierre del estrecho de Turgay debido al descenso global del nivel del mar (ver Figura 3). Este acontecimiento generó un puente entre Europa y Asia que terminó con el aislamiento paleogeográfico que Europa había mantenido y permitió las migraciones de especies entre ambos continentes. La invasión de especies exóticas en Europa provocó la extinción de muchas autóctonas, extinguiéndose aquellas adaptadas a temperaturas más cálidas.
Figura 6.3. Paleogeografía del Eoceno medio, en la cual se muestra el cierre del estrecho de Turgay. Figura tomada de Barke et al (2011).
Figura 6.4. Vista general de la roca ornamental del edificio que hace esquina entre las calles Peña Primera e Íscar Peyra (izquierda) y detalle donde se muestran ejemplares de nummulítidos (derecha).
Figura 6.5. Fósiles que se pueden observar en el interior de la Facultad de Ciencias: A) equinoideo; B) Assilina; C) Nummulites y Assilina; D) rodolitos; E) equinoideo, rodolitos y nummulítidos.
Hoy en día podemos encontrar estas rocas emergidas debido al levantamiento de la cordillera Bética. La formación de esta cordillera comenzó hace aproximadamente 23 millones de años y es aún un proceso activo. La cordillera es el resultado de los esfuerzos compresivos entre las placas Europea y Africana. Algunas evidencias de estos esfuerzos son las líneas oscuras que observamos con forma de electrocardiograma, llamadas “estilolitos”. Son superficies de disolución por presión en las cuales el carbonato cálcico se disuelve a altas presiones y las arcillas que contiene (no solubles) quedan acumuladas en el límite de la disolución. Podemos ver fósiles que han sido parcialmente disueltos por estas superficies. En ocasiones podemos ver también algunos nummulites cortados por pequeñas fallas, fruto también de los esfuerzos que levantaron la cordillera Bética.
- 7) Mundo subterráneo
Calle Nueva de San Bernardo con calle Edison
Esta roca ornamental se denomina Bateig Fantasía, procede de Novelda (Alicante) y es de edad Mioceno medio. También puede verse en calle Juan Picornell nº 20.
La roca que vemos en esta parada era en realidad parte del mismo mar que observábamos en la Parada 5 (Caliza Alba), y tiene, de hecho, una edad muy similar. Los erizos marinos (equinoideos) del orden Spatangoida que observábamos en la Parada 5 viven enterrados en el fondo marino, desplazándose lentamente por el sedimento a diferentes profundidades (ver Figura 7.1). El resultado de ese movimiento son las pistas fósiles (o icnofósiles) que vemos en esta parada (ver Figura 7.2). ¿Sabes lo que es un icnofósil? ¿Podrías nombrar otros tipos de icnofósiles?
- Cruziana
- Concha
- Molde
- Hueso
¡¡Has acertado!! Otro icnofósil muy conocido son las cruzianas, que son las huellas que dejaban los trilobites al caminar sobre el fondo del océano, y que son muy abundantes en la sierra de Salamanca y por tanto también en las fachadas de las casas de esa zona. Un icnofósil es un elemento del registro fósil que no es parte de ningún organismo, sino resultado de su actividad. Las huellas resultado del movimiento de erizos marinos por el interior del sedimento son un icnofósil que recibe el nombre de Bichordites. Cuando un icnofósil abarca toda la roca usamos el término “icnofábrica”. Las rocas de Bateig que vemos aquí (y en muchas construcciones de Salamanca, ya que por su color se asemeja a la arenisca de Villamayor) son uno de los mejores ejemplos de la icnofábrica de Bichordites en el mundo y han sido ampliamente estudiadas.
La conservación de estas pistas en la roca ha sido posible gracias a que el sedimento estaba formado por dos tipos de componentes: A) foraminíferos, unos organismos con concha muy ligeros al estar huecos por dentro, y B) cuarzo, mucho más denso que los foraminíferos y en menor proporción. El movimiento de los erizos por el sedimento ordenaba los diferentes componentes por densidad, dejando los granos de cuarzo en el fondo y los bordes de la galería. Las galerías se rellenaban posteriormente con granos de carbonato y foraminíferos. Por esto podemos ver los bordes de la galería más oscuros, ricos en granos de cuarzo. Además de las pistas bichordites, se observan algunas de tipo Thalassinoides, excavadas por pequeños crustáceos que cubrían las paredes con excrementos (pellets) para mantener firme la galería. En la Figura 7.3 podemos ver una representación de cómo se ha formado esta roca.
Figura 7.1. Distribución de algunas de las especies de equinoideos más comunes en el Mioceno inferior-medio. Las formas más planas viven más superficialmente, mientras que las más globosas se entierran a mayor profundidad. Figura tomada de Mancosu & Nebelsick (2017).
Figura 7.2. Fotografías de los Bichordites de la roca Bateig Fantasía que podemos observar en la calle Nueva de San Bernardo (A, B, C) y en la calle Juan Picornell nº 20 (D).
Figura 7.3. Fotografía e ilustración de la formación de cruzianas. Ilustración de @anabelgeoraman.
Figura 7.4. Representación gráfica de la formación de la roca Bateig Fantasía. La mayoría de la roca corresponde al bloque diagrama A. Figura modificada de Mancosu & Nebelsick (2017).
- 8) Mares del Cretácico II
Calle Filiberto Villalobos nº 1-5, y Paseo S Vicente, nº 16-18 (ambos portales forman parte de la misma manzana).
Los dos portales de este edificio exhiben una roca ornamental que pertenece a la caliza de Ereño, procedente de Bizkaia y de edad Aptiense-Albiense (final del Cretácico inferior). En este caso vemos una facies de color gris rica en moluscos bivalvos de tipo rudista, mientras que en otros puntos (Calle Arco nº 9) podemos ver facies de color rojo, muy populares en la ciudad de Bilbao. ¿A que puede deberse esas diferencias de color?
- Oxidación del hierro
- Presencia de sangre
- Un tinte artificial
- Presencia de pimentón
¡¡Efectivamente!! Las diferencias de color responden a procesos diagenéticos que han oxidado los minerales de hierro, generando un color rojizo en algunas partes del registro por las cuales circularon fluidos.
Figura 8.1. Paleogeografía de la región correspondiente a la península Ibérica durante el final del Cretácico inferior (hace 100 millones de años). Figura © Colorado Plateau Geosystems.
Esta roca ornamental nos traslada de nuevo a los mares del Cretácico en los cuales predominaban los moluscos bivalvos de tipo rudista, que es lo que podemos observar en esta roca principalmente. En este caso la roca muestra rudistas de tipo requiénido, muy característicos por su borde oscuro (Figura 8.2) y otros de tipo polyconítido (elevadores) como los Radiolites con amplio borde blanco (Figura 8.2) y monopléuridos. La mezcla de rudistas polyconítidos y requiénidos en diferentes posiciones pero enteros nos indica que los rudistas fueron depositados sin mucho transporte pero no están en posición de vida. Los rudistas requiénidos tienen una concha con enrollamiento y vivían en ambientes de plataforma carbonatada con moderada-baja energía y baja tasa de sedimentación (ver Figura 8.3). Los rudistas polyconítidos y monopléuridos presentan una concha con una valva cónica y otra plana (ver Figura 8.3). Este tipo de rudistas vivía en pequeños grupos. Los polyconítidos ocupaban zonas de más energía que los requiénidos, y los monopléuridos suelían ocupar zonas resguardadas entre los polyconítidos. En esta roca también se pueden observar algunos ostreidos y bivalvos de tipo Chondrodonta, que tienen forma de pala plana.
Figura 8.2. Imágenes de la roca ornamental de esta parada donde se pueden observar moluscos bivalvos de tipo requiénido (r, conchas con borde oscuro) y polyconítidos elevadores (e, conchas de borde blanco).
Figura 8.3. A) Morfología de los rudistas polyconítidos, monopléuridos y requiénidos (de arriba a abajo). B) Representación esquemática del medio en el que vivieron que estaba compuesto por diferentes plataformas aisladas. C) Reconstrucción de una de las plataformas aisladas. Re= requiénidos; Ch= Chondrodonta; Po= polyconítidos; Mo= monopléuridos; Co= corales. Figura modificada de Damas Mollá et al. (2022).
- 9) Repaso y mares del Jurásico
Facultad de Ciencias, Pza de los caídos s/n.
En esta parada podemos observar de nuevo las rocas cretácicas del Rosa Duquesa (Parada 1) en el hall de la facultad, y las calizas del Eoceno del Crema marfil (Parada 6) en las paredes de las escaleras de la facultad.
Además, también podemos ver en la contrahuella y los rodapiés de las escaleras la roca ornamental del Jurásico superior (hace unos 155 millones de años) denominada Rojo Alicante, que procede de La Romana (Alicante). Esta roca se originó en un medio de plataforma carbonatada asociada al desarrollo del mar Tethys y rica en fósiles de moluscos cefalópodos denominados es belemnites y ammonoideos.
Figura 9.1. Paleogeografía del Jurásico superior (hace 150 millones de años). Figura © Colorado Plateau Geosystems.
Los fósiles de belemnites se reconocen por tener un color oscuro. Lo que vemos es parte del “rostrum”, una estructura interna de carbonato cálcico que poseían. En el último tramo del módulo D puede observarse un ejemplar de belemnites con sus diferentes partes.
En el último tramo de escaleras del módulo E puede observarse en sección un ammonoideo del orden Phylloceratida. Uno de los rasgos más característicos de estos ammonoideos es la complejidad de las superficies que separan las cámaras de la cocha (septos), esa irregularidad queda reflejada en esta sección, donde vemos los pliegues del septo en el corte. La complejidad de las suturas de los septos les permitía poder sumergirse a mayor profundidad en busca de comida o refugio.
¿Sabes qué comía este tipo de organismos?
- Filete con patatas fritas
- Huevos de peces
- Algas y corales
- Artrópodos, moluscos y peces
¡¡Exactamente!! Los cefalópodos comen pequeños peces, artrópodos y moluscos. De hecho, durante el paleozoico comían muchos trilobites y se cree que un aumento en sus depredadores fue una de las causas de su declive.
Figura 9.2. Esquemas de la estructura de los belemnites y ammonoideos (arriba, realizadas por Antonio del Ramo Jiménez), y reconstrucción del paisaje del Jurásico superior (abajo, © Richard Bizley).
Los rodapiés y contrahuellas del módulo A también son fosilíferos. Se observan algunos braquiópodos con relleno estratificado, denominado geopetal, que nos sirve como criterio de polaridad de los estratos: las capas de sedimento rellenan primero la parte de abajo indicando la posición inferior original del estrato (muro); durante el proceso diagenético posterior se rellena la oquedad restante con cristales, que en algunos casos han dado como resultado geodas (ver Figura 9.3-E).
Figura 9.3. Ejemplos de fósiles que pueden observarse en las escaleras del edificio: belemnites (A en sección transversal y B en sección longitudinal), ammonoideos (C en sección transversal y D en sección longitudinal) y relleno geopetal en un braquiópodo (E).
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Esta ruta se ha desarrollado en el marco del Proyecto de innovación docente de la Universidad de Salamanca «Desarrollo de recursos para el aprendizaje y divulgación de la Paleontología en el entorno urbano de Salamanca (ID2021/167)», coordinado por Montserrat Alonso García (montseag(at)usal.es), y con la participación de Javier Pérez Tarruella, Thibauld Maxime Béjard, Miguel Ángel Fuertes Prieto, Rubén Díez Fernández, Alba González Lanchas, Alba González Lanchas, José Abel Flores Villarejo, David Domínguez Villar, Francesca Bulian, Lucía Alonso Azibeiro, Francisco Javier Sierro Sánchez, y M. Ángeles Bárcena Pernía.
BIBLIOGRAFÍA
Barke, J., Abels, H. A., Sangiorgi, F., Greenwood, D. R., Sweet, A. R., Donders, T., … & Brinkhuis, H. (2011). Orbitally forced Azolla blooms and Middle Eocene Arctic hydrology: Clues from palynology. Geology, 39(5), 427-430.
Blondeau, A. 1972. Les Nummulites. 256 pp. De l’Enseignement a la Recherche des
Sciénces de la Terre. Libraire Vuibert. París.
Bouton, A., Vennin, E., Amiotte‐Suchet, P., Thomazo, C., Sizun, J. P., Virgone, A., … & Visscher, P. T. (2020). Prediction of the calcium carbonate budget in a sedimentary basin: A “source‐to‐sink” approach applied to Great Salt Lake, Utah, USA. Basin Research, 32(5), 1005-1034.
Brusi i Belmonte, David, and Quim Paredes. La Pedra de Girona / [text: David Brusi ; il·lustracions: Quim Paredes ]. Girona: Ajuntament de Girona, 1999. Print.
Damas Mollá, L., Aranburu, A., García-Garmilla, F., Uriarte, J. Á., Zabaleta, A., Bodego, A., … & Antiguedad, I. (2022). Cantera Gorria and Red Ereño: Natural and Cultural Geoheritage (Basque Country, Spain). Geoheritage, 14(2), 1-19.
Damas-Mollá, L., Aranburu, A., Garcia Garmilla, P., Fano, H., 2013. Rocas ornamentales del País Vasco y Navarra (I). Tierra y Tecnología, nº 42, Ilustre Colegio Oficial de Geólogos (ICOG).
Damas-Mollá, L., Fano, H., Aranburu, A., Garcia Garmilla, P., 2013. Rocas ornamentales del País Vasco y Navarra (II): el ‘Gris Deba/Rosa Duquesa’ y el ‘Gris/Rojo Baztán’. Tierra y Tecnología, nº 43, Ilustre Colegio Oficial de Geólogos (ICOG).
De Gibert, J. M., & Goldring, R. (2008). Spatangoid-produced ichnofabrics (Bateig Limestone, Miocene, Spain) and the preservation of spatangoid trace fossils. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 270(3-4), 299-310.
Fernández Díaz, P. R., Alonso Gavilán, G., Jiménez Fuentes, E., & Martín de Jesús, S. (2013). Análisis preliminar de un nuevo yacimiento de vertebrados fósiles (Arenal del Ángel-3), Eoceno Medio, Formación Areniscas de cabrerizos (Salamanca, España): estratigrafía y contenido paleontológico.
García-Mondéjar, J., & Robador, A. (1987). Sedimentación y paleografía del Complejo Urgoniano (Aptiense-Albiense) en el área de Bermeo (región Vasco-Cantábrica septentional). Acta geológica hispánica, 411-418.
Garcia Moreno et al., 2012. Prácticas de Zoología Estudio y diversidad de los Equinodermos. Reduca (Biología). Serie Zoología. 5 (3): 58-70, 2012.
Mancosu, A., & Nebelsick, J. H. (2017). Palaeoecology and taphonomy of spatangoid-dominated echinoid assemblages: a case study from the Early-Middle Miocene of Sardinia, Italy. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 466, 334-352.
Mathieu, R., Bellier, J.-P., Granier, B., 2011. Manuel de Micropaléontologie. Carnets de Géologie 2, 1-123.
Neubauer, T. A., Harzhauser, M., Kroh, A., Georgopoulou, E., & Mandic, O. (2015). A gastropod-based biogeographic scheme for the European Neogene freshwater systems. Earth-Science Reviews, 143, 98-116.
Ortega Hernandez, J., 2011. The Geologists’ Association & The Geological Society of London, Blackwell Publishing Ltd, Geology Today, Vol. 27, No. 2, March–April 2011.
Vegas, J., Salazar, A., Lozano, G., García Lopez-Davalillo, J.C., Lorenzo, C., Hernandez, M., Díez-Herrero, A., 2017. Caracterización de estromatolitos y tobas calcáreas del paraje de las Chorreras del Cabriel y propuesta para su conservación. Memoria del Instituto Geológico y Minero Español, Expediente: SSCC/086/17 – CU/16/2017.
Páginas web
https://deeptimemaps.com/europe/
https://www.si.edu/object/nmnhpaleobiology_3585720
http://info.igme.es/ielig/LIGInfo.aspx?codigo=DU124
https://saladelastortugas.usal.es
https://es.wikipedia.org
https://geolodia.es/geolodia-2012/cuenca-2012/
