Pedernales de radiolarios y sus rocas silíceas asociadas del Macizo Rhenano y las Montañas del Harz, Carbonífero Inferior, Alemania

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Hans-Jürgen Gursky*

CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

RESUMEN

Las rocas silíceas sedimentarias son importantes constituyentes de la sucesión de rocas en la Cuenca Culm alemana, de edad Carbonífero Inferior (Mississippiano), y afloran en el este del Macizo Rhenano y al oeste de las Montañas del Harz. Dichas rocas se encuentran distribuídas en cinco unidades litoestratigráficas: la Formación Lutita Alum Inferior (Lower Alum Shale Formation), la Formación Pedernal Negro (Black Chert Formation), la Formación Pedernal Pálido (Pale Chert Formation) y su Formación Contemporánea Caliza Silícea (Siliceous Limestone Formation), y la Formación Silícea Transicional (Siliceous Transitional Formation). La secuencia abarca del Tournaisiano Tardío al Viseano Medio. Varias rocas siliciclásticas, calcáeas y, localmente, volcánicas máficas y piroclásticas, están asociadas a estos estratos. Se han identificado cuatro facies paleogeográficas. El pedernal de radiolarios (radiolarita), el pedernal espiculítico homogéneo y las tobas silicificadas son los tipos de roca dominantes. Mayoritariamente éstas forman estratos laminados grises, negros, verdosos o rojizos que alternan rítmicamente con capas de lutita silícea y, en algunas áreas, se intercalan de forma variable con lutitas grises y negras así como con fosforitas, metabentonitas, calizas turbidíticas, grauvacas y areniscas de cuarzo.

Palabras Clave: pedernal, radiolarios, Montañas Harz, Cuenca Culm, Carbonífero, Macizo Rhenish.

ABSTRACT

Siliceous sedimentary rocks are major constituents of the rock succession in the German Culm Basin and crop out in the eastern Rhenish Massif and the western Harz Mountains. These rocks occur in five lithostratigraphic units: the Lower Alum Shale Formation, the Black Chert Formation, the Pale Chert Formation and coeval Siliceous Limestone Formation, and the Siliceous Transitional Formation (upper Hastarian to Asbian). The sequence comprise from the Tournaisain to the middle Visean. Various siliciclastic, calcareous and, locally, mafic volcanic and pyroclastic rocks are associated with these strata. Four paleogeographical facies zones have been identified. Radiolarian chert, spiculitic chert, homogenous chert, and silicified tuff are the main siliceous rock types. These mostly form current-laminated grey, black, greenish or reddish beds rhythmically alternating with layers of siliceous mudstone and, in places, variably intercalated with grey and black mudstones and siltstones, phosphorites, metabentonites, turbiditic limestones, greywackes and quartz arenites.

Keywords: chert, radiolaria, Harz Mountains, Culm Basin, Carboniferous, Rhenish Massif.

El área de depósito en la Cuenca Culm estuvo situada en el océano Paleo-Tetis tropical, elongado y relativamente angosto, un estrecho marino batial somero entre Gondwana y Laurussia que gradualmente se angostó durante la orogenia Varíscica. Corrientes ricas en nutrientes hacia el oeste, provenientes del oceáno Paleopacífico noroccidental, favorecieron la alta fertilidad de plancton silíceo: los radiolarios. Estos últimos originaron la formación de fangos bajo condiciones temporalmente anóxicas cuando contemporáneamente el aporte detrítico terrigéno así como las tasas de sedimentación (aproximadamente de 2 mm/1,000 años) decrecieron debido al relativamente alto nivel del mar y al clima seco. La sedimentación silícea terminó cuando, debido a la colisión Gondwana-Laurussia, el detrito terrígeno se multiplicó y la cuenca se angostó y se restringió la circulacion oceánica del Paleo-Tetis, resultando en una disminución en la productividad de radiolarios.

La Cuenca Culm (Carbonífero Inferior, Mississippiano) forma parte de la Zona Rheno-herciniana del Cinturón Orogénico Varíscico. Es una de las cuencas marinas clásicas en Europa central. Entre sus características principales destaca su bien definida sucesión rocosa y ampliamente correlacionable, su buen control bioestratigráfico y su mínima deformacion orogénica. Por tanto, los estudios estratigráficos intensivos y estudios de facies se han llevado a cabo desde el comienzo del siglo XX. Las rocas silíceas de la Cuenca Culm, sin embargo, que representan más de la mitad del Carbonífero Inferior, han sido subestimadas por décadas. Esto es principalmente debido a su aparente monotonía petrográfica y a la escacez de características macroscópicas y macrofósiles.

No obstante, el avance en la bioestratigrafía de radiolarios y el entendimiento derivado de perforaciones en océanos profundos, y de procesos sedimentarios y diagenéticos de sedimentos silíceos marinos han proporcionado herramientas sólidas para la determinación exacta de edades y para descifrar la naturaleza y el origen de las unidades rocosas silíceas en la Cuenca Culm (Braun y Gursky, 1991; Braun y Schmidt, 1993; Dehmer et al., 1989; Gursky, 1996, 1997; Zellmer, 1997). En el presente trabajo se presenta y sumariza el estado del arte en lo que respecta a la estratigrafía, paleogeografía, sedimentología, microscopía petrográfica y la evolución paleooceanográfica de las rocas silíceas de la Cuenca Culm en Alemania.

EL MARCO PALEOGEOGRÁFICO

La paleogeografía del Carbonífero Inferior estuvo dominada por Gondwana y Laurussia como continentes mayores (Scotese y McKerrow, 1990; figura 1). Ambos estaban separados por un extenso pero gradualmente angosto océano llamado Paleo-Tetis, un mar tropical. Los sedimentos silíceos fueron mayoritariamente depositados fuera de la costa sur de Laurasia y en el noreste y oeste del Oceáno Paleopacífico (Hein y Parrish 1987). Además de la Cuenca de Culm, existen rocas siliceas del Carbonífero en el sureste de los Estados Unidos (Lowe 1975). Fangos calcáreos pelágicos estuvieron subordinados durante el Paleozoico y empezaron a dominar durante el Mesozoico sólo cuando los organismos planctónicos calcáreos evolucionaron a nivel global.

Figura 1. Configuración paleocontinental en el Viseano, compilado y modificado principalmente de Parrish (1982), Scotese y McKerrow (1990) y Witzke (1990).

En la figura 1 podemos observar que los continentes estaban separados por océanos estrechos “internos” y así formaban un “megaarchipiélago”. Éste se ensambló en el Carbonífero Superior hasta el Pérmico, formando el supercontinente Pangea, por medio de la colisión paso por paso entre Laurussia y Gondwana (Orogenia Varíscica-Ouachita). Mientras que casi todo el resto del globo estaba ocupado por el Océano Paleopacífico (a partir del Pérmico llamado Panthalassa). Nótese que en esta gráfica sólo están representadas las áreas más orientales del Paleopacífico (al margen izquierdo del mapa) y más occidentales (al margen derecho).

La Cuenca Culm fue un mar marginal profundo del Oceáno Paleo-Tetis en el margen pasivo exterior subsidente del sureste de Laurussia. Hacia el sur, la Cuenca Culm estuvo bordeada por un arco magmático intraoceánico unido a una zona Varíscica de subducción, el precursor de la Zona Cristalina Germánica Media (figura 2). Estrechos marinos abiertos existieron hacia el suroeste del Paleo-Tetis vía el sureste de Inglaterra, Irlanda y Portugal, y hacia el Este, hasta el oeste del Paleopacífico, vía el sureste de Europa.

Figura 2. Paleogeografía de Europa central en el Viseano Temprano, modificado y extendido a base de Franke (1990).

En el norte de Alemania el comienzo de la depositación de la magnafacies de Culm fue causado por un alto en el nivel del mar y por la transgresión durante el Tournaisiano Medio. La cuenca Culm se extendió hasta convertirse en una gran bahía que incluyó la mayoría del norte de Europa central y estuvo conectada con el sureste de Iglaterra (Paproth, 1989). La Cuenca Culm estuvo bordeada en el oeste, norte y este, por la angosta pendiente de una plataforma carbonatada (la Caliza Carbonífera, ‘Kohlenkalk’; Franke, 1990), un amplio banco somero que incluyó la formación local de evaporitas. Esta zona de banco estuvo limitada hacia el continente por una complicada línea de costa de las tierras bajas continentales del sureste de Laurussia.

La Cuenca Culm alcanzó su máxima extensión paleogeográfica durante el Viseano Medio y llegó a estar secuencialmente más angosta durante el Viseano Superior. Esto debido a la formación de grandes complejos deltaicos fluviales (Leeder, 1987) y a la formación de carbón parálica extendida como efectos posibles de un cambio climático de condiciones semiáridas hacia condiciones moderadamente húmedas. Y desde el sur, la avanzada de la Orogenia Varíscica hacia el norte causó el allanamiento progresivo de la cuenca por depósitos de potentes series de grauvacas. Durante el Serpukhoviano Superior, la Cuenca Culm se había finalmente somerizado como un paisaje pantanoso de delta parálico.

La Cuenca Culm estuvo dividida en subcuencas con elevaciones submarinas incluyendo islas locales. Los relictos de márgenes devónicos erosionados y de arrecifes de atolón encontrados en los márgenes de arrecifes o en estructuras volcánicas submarinas actuaron como altos topográficos locales o islas hasta el periodo Viseano. Estos controlaron el patrón de facies tanto de las rocas silíceas como de las asociadas. Las erupciones volcánicas subaéreas, por ejemplo, en el este del área del Harz (complejo de Elbingerode) son responsables, en parte, de las tobas interestratificadas con las secuencias silíceas (Gursky, 1992; Zellmer, 1997).

Durante el Carbonífero Temprano, el noreste de Europa central estuvo situado al sur del cinturón de selvas tropicales que atravesaban Laurussia y hacia el margen noreste del cinturón climático de alta presión de la zona subtropical meridional (Bless et al., 1987; Gursky, 1996; Parrish, 1982; Witzke, 1990). Las evidencias palinológicas (Zwan et al., 1985) y paleopedológicas (Peeters et al., 1992; Wright, 1990) sugieren que, en Laurussia suroriental, el clima cambió de moderadamente húmedo en el Tournaisiano Temprano a caliente, semiárido a árido en el Viseano Temprano y nuevamente a moderadamente húmedo en el Viseano Tardío.

El nivel del mar se elevó a partir de estar bajo durante el Devónico Superior Tardío hasta un alto nivel en el Tournaisiano Tardío (Ross y Ross, 1987) y permaneció alto hasta el final del Carbonífero Temprano, con un posible máximo en el Viseano Tardío (Herbig, 1998). En el Serpukhoviano, sin embargo, el nivel del mar bajó dramáticamente hasta un nivel muy bajo, causado por el comienzo de la glaciación permocarbonífera.

Una fuerte corriente ecuatorial superficial dirigida hacia el oeste, estuvo probablemente presente en el Océano Paleopacífico occidental, provocada por los vientos alisios tropicales. Esta corriente rica en nutrientes pudo haber pasado a través del Paleo-Tetis en dirección este-oeste, de manera atenuada. Corrientes frías del fondo, de origen polar, con surgencias en ciertas regiones oceánicas, estuvieron ausentes probablemente por la configuración paleocontinental especial (Parrish, 1982).

En combinación, estas condiciones claramente favorecieron la sedimentacion biosilícea en la Cuenca Culm. El clima semiárido a árido en el sureste de Laurussia resultó en un escurrimiento continental reducido y en una tasa de sedimentación clástica muy baja en los mares circundantes. Adicionalmente, las amplias áreas arrecifales interceptaban la mayoría de detritus. Estos factores condujeron a un escaso aporte terrígeno hacia la Cuenca Culm, de tal modo que se acumularon fangos planctónicos más puros. El Paleo-Tetis se había estrechado; se encontró en una posición “intercontinental” con una orientación OSO-ENE cerca del ecuador. Estos factores no fueron favorables para condiciones de surgencia, a diferencia del Oceáno Pacífico ecuatorial moderno. Sin embargo, se puede suponer una alta fertilidad planctónica para el Oceáno Paleopacífico vecino. Las corrientes impulsadas por los vientos alisios transportaron aguas superficiales ricas en nutrientes desde el oeste del Oceáno Paleopacífico hacia el oeste al Paleo-Tetis. El plancton de radiolarios floreció y consecuentemente depósitos de fangos silíceos se formaron en esta zona.

SECUENCIA ROCOSA SILÍCEA

Las rocas silíceas del Carbonífero Inferior (“Kulm-Kieselschiefer” y sus equivalentes en la bibliografía alemana) afloran en el Macizo Rhenano y en las Montañas del Harz, que a su vez son partes del cinturón de pliegues y fallas del antepaís del Orógeno Varíscico (figura 3). Los pedernales de radiolarios y sus rocas sedimentarias asociadas silíceas y no-silíceas fueron depositados desde el Tournaisiano Superior hasta el Viseano Superior Temprano, tabla I).

Tabla. I. Crono y litoestratigrafía de la secuencia del Culm alemán en la parte oriental del Macizo Rhenano y las Montañas del Harz. La subdivisión internacional del Tournaisiano y Viseano corresponde a Europa occidental y central; la subdivisión alemana (tradicional) se basa en la bioestratigrafía con goniatites (amonoidea).

 

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3. Presencia de rocas del Carbonífero Inferior en el Macizo Rhenano y las Montañas
del Harz (oeste y centro de Alemania). Áreas con rocas silíceas aflorantes están sombreadas.

En la mayoría de las áreas, las secuencias silíceas son subyacidas por lutitas de cuenca del Devónico Tardío al Tournaisiano Tardío, con intercalaciones de areniscas turbidíticas provenientes del sureste de Laurussia o calizas nodulares (de la formación Hangenberg y sus equivalentes).

Los primeros estratos silíceos se encuentran en la parte superior de la formación sobreyacente, la formación Lutita Alum Inferior (Lower Alum Shale Formation [alum, ingl. = alumbre, esp.]; “Liegende Alaunschiefer”; “Kahlenberg Subformation”, Korn, 2003b; Tournasiano Medio), tradicionalmente definida como la primera unidad estratigráfica de la Cuenca Culm alemana. Esta formacion de lutita negra tiene hasta 45 m de espesor (sección Rottenberg, figura 4) y es litológicamente monótona y pobremente estratificada.

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4. Litoestratigrafía esquemática desde el Tournaisiano basal hasta el Viseano Tardío en el corte representativo del cerro Rottenberg (cantera abandonada y corte adyacente de carretera entre los pueblos de Adorf y Flechtdorf, Macizo Rhenano Oriental). Véase la explicación de la secuencia en el texto; detalles en Gursky (1992).

Las rocas son ricas en carbono orgánico (hasta más de 3%) y pirita de grano fino, pero pobres en fauna. Concreciones fosforíticas diagenéticamente tempranas son localmente abundantes y ricas en radiolarios bien preservados (Braun y Schmidt, 1993). Esto sugiere que la formación entera originalmente fue rica en sílice biogénico, el cual fue mayoritariamente disuelto durante la diagénesis y reciclado después.

Estratigráficamente hacia arriba, la formación Lutita Alum Inferior pasa a la Formación Pedernal Negro (figura 5; “Schwarze Kieselschiefer”, “Kulm-Lydite”; “Hardt-Subformation”; Korn, 2003b) por el incremento de estratos distintivos de pedernal. Tiene hasta 20 m de espesor y consiste de una alternancia rítmica y uniforme, de centímetros a decímetros de espesor, de estratos de radiolarita (figura 6a) y de lutitas silíceas negras de espesores milimétricos. Intercalaciones menores de tobas alteradas (metabentonitas), estratos de calciturbiditas y nódulos de fosforitas están presentes localmente.

Figura 5. Aspecto representativo de una parte de la formación Pedernal Negro (aprox. 1.5 x 1 m); cantera abandonada al borde del pueblo de Lautenthal, Montañas del Harz. Detalles en Gursky (1992).

El contenido de carbono orgánico decrece hacia arriba de la sección, y la Formación Pedernal Negro pasa a la Formación Pedernal Pálido (“Helle Kieselschiefer”; figura 6B). Tiene hasta 25 m de espesor y está compuesta de estratos que alternan entre grises, verdosos y rojizos, de escalas centímétricas a decimétricas, y lutitas silíceas delgadas. Los pedernales son o pedernal radiolario espiculítico o toba silícea o raramente homogéneos. Son frecuentes interestratos tobáceos delgados de colores claros.

En el noreste del Macizo Rhenano, esta formación presenta una gradación hacia el oeste a la Formación Caliza Silícea (“Kulm-Kieselkalke”; “Hillershausen Formation”, Korn, 2003a ) por medio de la intercalación de calizas turbidíticas variablemente silicificadas (figura 6), que pueden llegar a ser dominantes. La Formacion Caliza Silícea tiene generalmente más de 30 m de espesor.

Figura 6. Muestras petrográficas representativas de algunos tipos característicos de rocas silíceas
de la Cuenca Culm alemana. A: radiolarita negra (Formación Pedernal Negro, detalle en la figura 7); B: radiolarita gris-verdosa (Formación Pedernal Pálido) con lámina roja centrimétrica
de toba silicificada (nótense las deformaciones diagenéticas en su base debido al asentamiento diferencial durante la dehidratación); C: pedazo de capa silíceo-carbonatada (Formación Caliza Silícea). La parte superior es radiolarita gris, la inferior es una turbidita calcárea de grano fino, moderadamente silicificada; D: superficie de capa de una radiolarita espiculítica originalmente de color verdoso (Formación Pedernal Pálido). La muestra está corroida (= blanqueada) con HF, ácido fluorhídrico, y se destaca un conjunto de espículas de esponja silícea (= rayitos oscuros) en la superficie.

La parte cuspidal de la secuencia silícea es la sobreyacente Formación Transicional Silícea (“Kieselige Übergangsschichten”; “Bromberg Formation”, Korn, 2003a). Tiene hasta 15 m de espesor y es generalmente una alternancia de estratos delgados de lutitas grises a negros, pedernales, calciturbiditas y tobas alteradas. Un estrato triple de caliza rica en goniates (caliza crenistria) forma un horizonte clave conspicuo. En las Montañas del Harz predomina fuertemente la facies lutítica (o argillosas). Algunas capas de lutita son ricas en macrofauna, la mayoría son bivalvos aplanados tipo Posidonia y goniatites (Brauckmann, in Hinze, 1976).

Las formaciones silíceas son sobreyacidas por una facies flysch con que termina el desarollo de la Cuenca Culm alemana. La Formación Pizarras Culm (“Kulm-Tonschiefer”; “Glindfeld Fovrmation”, Korn, 2003a) abarca más de 100 m de espesor. Está diacrónicamente sobreyacida por la Formación Grauvaca Culm (“Kulm-Grauwacken”), de varios cientos de metros de espesor. En el margen norte del Macizo Rhenano, las facies Culm son seguidas de hasta 3,000 m de sedimentos de molasa incluyendo cientos de capas de carbón en el área del río Ruhr (la mayoría Carbonífero Superior, Pennsylvánico).

Las formaciones silíceas del Culm alemán muestran un cierto número de variaciones regionales de facies debido a factores paleogeográficos. El espesor de las formaciones es variable: la Formación Alum Inferior de 0 a 45 m, la Formación Pedernal Negro de 0 a 20 m, la Formación Pedernal Pálido de 0 a 25 m, la Formación Caliza Silícea de 0 a >150 m, la Formación Silícea Transicional de 0 a 25 m. La proporción de formaciones individuales en la secuencia silícea también es variable (Gursky, 1996). La proporción de calizas turbidíticas es variable y depende de las distancias desde las áreas arrecifales que desprenden bioclastos y de los bajíos de intracuenca. En la parte más noroccidental del Macizo Rhenano oriental, el Culm pasa a facies de pendiente de la plataforma Caliza Carbonífera (calciturbiditas proximales). Más hacia el este, la parte más superior de la formación Silícea Transicional y la parte más inferior de la formación Pizarras Culm son reemplazadas por una serie de turbiditas calcáreas de estratos delgados, la formación Caliza Tableada Culm (“Kulm-Plattenkalk”). A lo largo del margen este del Macizo Rhenano, la Formación Pedernal Pálido grada lateralmente a la Formación Caliza Silícea por incrementos de intercalaciones de calizas turbidíticas (Witten, 1979).

Durante el Tournaisiano Superior y Viseano Inferior, algunas partes de la Cuenca Culm fueron afectadas por vulcanismo submarino y, localmente, por vulcanismo subaéreo. Los basaltos (ahora alterados a diabasas) son dominantes, tambien están presentes diquestratos y diques. El espesor de estas unidades volcánicas (“Deckdiabas”) alcanza 500 m en el sureste del Macizo Rhenano (Lippert et al., 1970), pero es generalmente mucho menor. Debido a la formación de tales estructuras volcánicas y de otras elevaciones de intracuenca, las formaciones Lutita Alum Inferior y Pedernal Negro están ausentes localmente o su espesor esta fuertemente reducido (figura 5). La cantidad de capas de tobas alteradas y parcialmente silicificadas también varía regionalmente. Se incrementa hacia el este y sureste y alcanza un máximo en algunas secciones del oeste de las Montañas del Harz (Gursky, 1992; Zellmer, 1997).

Gursky (1992; 1996; figura 3) definió cuatro zonas principales de facies para la secuencia silícea del Carboní- fero Inferior de la Cuenca Culm. La Zona Bergiana incluye rocas de la transición desde la plataforma continental de la Caliza Carbonífera hasta la Cuenca Culm alemana. Las secciones individuales están compuestas en proporciones variables de calizas turbidíticas proximales y rocas pelágicas; las rocas silíceas son subordinadas. En la Zona Westfaliana se desarrolló la sucesión silícea más completa. La edad de los pedernales va desde el Tournaisinao Superior hasta el Viseano Superior. En algunos lugares están presentes rocas silíceas y lutitas negras cuya edad corresponde al Viseano cuspidal (Korn, 1989). La diabasa “Deckdiabas” está ausente. La Formación Caliza Silícea esta bien desarrollada y la Formación Silícea Transicional es litológicamente variable. En la Zona Dill-Innerste, la diabasa “Deckdiabas” está presente, mientras que las formaciones Lutita Alum Inferior y Pedernal Negro pueden estar ausentes o estar sustituidas por rocas volcánicas. La Formación Pedernal Pálido está mayoritariamente libre de calciturbiditas y localmente abigarrada. La Formación Silícea Transicional está pobremente desarollada. La sucesión “clásica” de Culm no está desarrollada en la parte más suroriental del Macizo Rhenano y en la parte central de las Montañas del Harz: la Zona Lahn-Bode (figura 2). En la subzona Hörre-Gommern, en particular, y en regiones adyacentes, las rocas clásticas de grano fino y las rocas silíceas, del Devó- nico Superior al Carbonífero Inferior, están asociadas con grauvacas, calizas turbidíticas y areniscas de cuarzo turbidíticas “exóticas” (Formación “Kammquarzit”), esta última depositada en un elongado surco separado (Jäger y Gursky, 2000).

CARACTERÍSTICAS SEDIMENTARIAS Y PETROGRÁFICAS

Las rocas silíceas de la Cuenca Culm incluyen: pedernal de radiolarios (radiolarita), pedernal espiculítico, pedernal pelítico, pedernal homogéneo y tobas silicificadas. Estos tipos de rocas estan variablemente asociadas con lutitas, grauvacas, tobas alteradas (metabentonitas), carbonatos, concreciones de fosforitas y rocas no estratificadas de cuarzo-hematita. Se encuentran varias alternancias litológicas que ocurren en forma de laminación, estratos o grupos de estratos (Gursky, 1997). La característica macroscópica más conspicua en los afloramientos es la estratificacion rítmica constituida de pedernal duro, astilloso, y de intercapas erosionadas más pobres en SiO2 . Esta ritmicidad básica puede variar: en la mayoría de las secciones puede interferir con otras ritmicidades causadas por calciturbiditas o estratos tobáceos que pueden ser regionalmente dominantes o formar secuencias heterolíticas (por ejemplo, la Formación Silícea Transicional). En general, los pedernales de la Cuenca Culm son monótonos con respecto a su sedimentología macroscópica. Las característcias importantes se describen a continuación.

La mayoría de los planos de estratificación son agudos y parejos, pero pueden presentar transiciones, especialmente en los contactos con tobas y calizas turbidí- ticas que pueden atenuarse a pedernal secuencia arriba. La erosión acentúa las diferencias litológicas. Las partes basales del tamaño de arena de las capas tobáceas pueden estar enmascaradas dentro de estratos de pedernal por silicificación diagenética. La icnofauna es rara y se concentra sobre los planos de estratificación, por ejemplo, Spirodesmos (Huckriede, 1952; Horn, 1989).

La laminación es la más importante, casi omnipresente, estructura sedimentaria en el pedernal de Culm y las laminaciones son sus unidades sedimentarias fundamentales. La estratificacion homogénea (“sin estructura”, “masiva”, “mono-estratificada”) es subordenada. La laminación es variable e incluye tres tipos dominantes: tipo 1, corresponde a una laminación paralela continua constituida por láminas pálidas ricas en radiolarios y láminas oscuras ricas en detrito de grano fino o partículas de carbono orgánico. El grosor de la laminación varía de 1 a >10 mm donde la sublaminación es frecuente. Los límites de cada lámina están bien definidos o son transicionales y frecuentemente acentuados por microestiliolitas. Braun (en Braun y Gursky 1991) señala la presencia de estratos con “laminación triple” (Iijima et al., 1985) caracterizados por un centro rico en sílice con muchos radiolarios bien preservados. El tipo 2 ocurre mayoritariamente en estratos de pedernal grises a verdosos de la Formación Pedernal Pálido y de la Formación Caliza Silícea. Es una laminación paralela discontinua de láminas pálidas y oscuras, agudas, de <1 a 3 mm de espesor, organizadas en un estilo microlenticular o microflaser y causados por variaciones composicionales mínimas. El tipo 3 corresponde a una laminación paralela pálida-oscura y típica de la Formación Pedernal Pálido, especialmente en las microalternaciones tobáceas y biosilíceas. La laminación está bien definida en espesores de 1 a >10 mm; la sublaminación es típica. Pueden presentarse coloraciones secundarias imprecisas y descoloraciones. Son freucentes las estructuras de carga y de deshidratación con microconvoluciones, laminación interrumpida y formación de estructuras esféricas. Schwarz (1989) ofrece una interpretación “volcanosísmica” para tales características y Zimmerle (1986) apunta a las capas tobáceas con bases angularmente discordantes.

El fenómeno de acuñarse e hincharse de las capas, de forma suave y origen diagenético, es frecuente en los pedernales del Culm. Resulta en superficies de estratificación ligeramente ondulosos a nivel local. En contraste con muchos otros pedernales, sin embargo, la intensidad es baja. Como las concreciones locales de sílice se originan a partir de una migración lateral de sílice diagenéticamente temprana, compactación diferencial y la posible subsecuente presión-solución. Micropliegues tectónicos y sindiagenéticos debido a la anisotropía extrema entre el pedernal estratificado y las entrecapas son típicas en algunos afloramientos, como en muchas otras localidades a nivel global. Basado en un estudio sistemático regional, Hausmann (1983) concluyó que la mayoría de micropliegues son sindiagené- ticos y originados en pendientes submarinas suaves de los altos intrabasinales.

La petrografía microscópica y el desarrollo diagenético de los tipos más importantes de pedernal se describen a continuación:

Las radiolaritas están constituidas hasta un <60% de restos de las partes duras de radiolarios, raramente más (figura 7). Las láminas claras consisten mayoritariamente de radiolarios aquí muy bién preservados y las oscuras son ricas en carbono orgánico y pirita.

Figura 7. Microestratificación típica de las radiolaritas de la Formación
Pedernal Negro (foto de una sección delgada de aproximadamente
4 x 2 cm, mirada con luz no polarizada).

Estos pedernales están compuestos de cuarzo/ calcedonia (radiolarios, espículas de esponjas, bioclastos, cemento silíceo), minerales accesorios siliciclásticos y minerales autigénicos (cuarzo limoso, feldespatos, filosilicatos), fragmentos volcaniclásticos (cuarzo, feldespatos, mica, esquirlas de vidrio alterado), carbono orgánico, óxidos metálicos y sulfuros (especialmente hematita y pirita), minerales pesados y cristales de calcita, dolomita y apatita. En láminas petrográficas, los radiolarios están caracterizados por secciones transversales casi siempre circulares de hasta 300 μm de diámetro, elementos esqueléticos internos, estructuras porosas, espinas y fragmentos de espinas de hasta 200 μm de longitud y 60 μm espesor (detalles en Gursky 1992, 1996, 1997). El grado y tipo de radiolarios preservados es variable y depende del crecimiento de grano diagenético y metamórfico y la disolución selectiva. La calidad de preservación varía desde excelente a pobre y el crecimiento extremo de grano puede resultar en la obliteración completa de los radiolarios y la formación de texturas microcuarcíticas (“criptoradiolarita”). La mineralogía diagené- tica, el tamaño de cristal en conchas reemplazadas y en rellenos definen el tipo de radiolarios preservados: las testas consisten de cuarzo/calcedonia (<5-30 μm) con pirita, hematita, clorita, calcita, dolomita y carbono subordinado. Los rellenos están hechos de mezclas pigmentadas de cuarzo criptocristalino a microcristalino, agregados de cuarzo y mosaicos, calcedonia esferulítica, clorita, pirita, hematita, calcita, carbono y minerales arcillosos. Algunos rellenos de radiolarios contienen lepiesferas de cristobalita-tridimita diagenéticamente tempranas (“ópalo-CT”) reemplazados por microcuarzo diagenéticamente tardío. La solución por presión resultando en bandas microestiliolíticas subparalelas a la estratificación, ha acentuado las superficies de estratificación y es mayoritariamente responsable de la típica fábrica macroscópica de pedernal bandeado en los afloramientos.

Sin embargo, la mineralogía presente en los pedernales de radiolarios, su textura y muchas de las estructuras sedimentarias son diagenéticas. La microfauna y los componentes siliciclásticos indican la existencia de un fango original de radiolarios con mezclas terrígenas de grano fino. Durante la diagénesis temprana el fango fue compactado y retuvo conchas robustas que habrían sobrevivido la disolución durante el asentamiento pelágico y en el contacto fondo/agua. Los nódulos de fosforitas crecieron durante la diagénesis temprana en horizontes depositados durante las fases anóxicas. El sílice biogénico original de los radiolarios (“ópalo-A”) fue parcialmente disuelto y transformado a ópalo-CT. El cemento de sílice del ópalo-CT se precipitó a partir de aguas intersticiales que resultaron en la litificación en forma de “porcelanita” (roca de ópalo-CT). Durante la diagénesis tardía, el ópalo-CT metaestable se transformó a cuarzo/calcedonia, formándose pedernales de cuarzo maduros seguidos por procesos de presión-solucion y de metamorfismo regional débil.

Los pedernales espiculíticos constituyen sólo un pequeño porcentaje de los pedernales del Culm y se encuentran sobre todo en las formaciones Pedernal Pá- lido y Caliza Silícea (figura 6d). En su mayoría forman láminas individuales dentro de los estratos de pedernal de radiolarios. Tales láminas pueden representar las colas de las corrientes calciturbidíticas (Herbig y Mamet, 1994). Varios microlitotipos están presentes; espiculitas de grano fino con radiolarios, pero sin carbonato, son dominantes. La alteración diagenética de pedernales espiculíticos y radiolaríticos fue similar.

Los pedernales homogéneos son de una coloración pálida y de grano muy fino con menos de 1% de componentes microscópicos no silíceos identificados, la gran mayoría filosilicatos. Composicionalmente, estos gradúan a pedernal silíceo lutítico. Los microlitotipos típicos incluyen radiolaritas homogenizadas con algunos “fantasmas” de relictos de radiolarios, lutitas fuertemente silicificadas, limolitas y tobas de grano fino, así como pedernales extremadamente finos de origen desconocido.

Las capas de tobas son regionalmente abundantes en la Cuenca Culm alemana, principalmente en la Formación Pedernal Pálido del sureste del Macizo Rhenano y al oeste de las Montañas del Harz. Éstas se encuentran como estratos suaves, altamente alterados y microbentonita alterada según lo reportado por varios autores (Hoss, 1957; Dehmer et al., 1989; Zellmer, 1997) y como estratos masivos de pedernal (Gursky, 1992; 1996; 1997). La mayoría de esos estratos revelan su origen vulcanoclástico sólo en láminas petrográficas: son tobas vítricas silicificadas, tobas cristalinas silicificadas y tufitas silicificadas que consisten en vidrio volcánico silicificado, fragmentos de feldespato alcalino, poca plagioclasa, cuarzo (parcialmente con signos de resorción), biotita y minerales pesados. La matriz es un cemento de cuarzo criptocristalino a microcristalino. La laminación paralela y estratificación graduada son típicas. Las tobas son interpretadas como tefras originadas de erupciones subaé- reas de composición traquítica a cuarzo-traquítica.

La mayoría de los estratos tobáceos fueron fuertemente alterados durante la diagénesis submarina y por la erosión subaérea posterior, originando las conspicuas capas claras de microbentonita que se destacan en afloramientos modernos. Muchos otros, sin embargo, fueron afectados por una silicificación diagenéticamente tardía debido a que la fuente del sílice fueron capas biosilíceas adyacentes. Muchos fragmentos de silicatos fueron remplazados por sílice (especialmente las esquirlas de vidrio; Gursky, 1996) y masivamente cementados por sílice. Este proceso transformó muchas capas de tobas en pedernal de cuarzo masivo. Algunos bioclastos carbonatados detríticos en las calizas turbidíticas fueron igualmente cementadas y parcialmente reemplazadas por sílice (origen de “calizas silíceas”; cfr. Witten, 1979). Estas observaciones y el hecho de que la diagénesis de tefra libera solamente cantidades insignificantes de sílice (Rad, 1979) son evidencia de que casi todo el sílice almacenado en las rocas silíceas del Culm son de origen biogénico, en contraste con lo que algunos trabajos previos habían propuesto (Schwan, 1952; Dehmer et al., 1989; Zellmer, 1997).

ESTRATIGRAFÍA DINÁMICA Y EVOLUCIÓN DE LA CUENCA

El comienzo abrupto de la sedimentación anóxica en el Tournaisiano Medio (base de la formación Lutita Alum Inferior) fue contemporánea con una marcada elevación en el nivel del mar (Ross y Ross, 1987). Este último resultó en una transgresión sobre la plataforma continental calcárea de Laurussia y puede ser responsable de las calciturbiditas locales en el sureste del Macizo Rhenano (“highstand shedding”; Caliza Rüchenbach, Herbig y Bender, 1992). A nivel de cuenca, el nivel del mar y la transgresión causaron una producción mejorada de carbono orgánico debido a las amplias y altamente productivas áreas de las aguas someras, el retrabajado de suelos de tierras bajas ricas en nutrientes, y a una mezcla reducida de las aguas oceá- nicas y la circulación intracuenca. En consecuencia, esto favoreció el consumo de oxígeno en las aguas del fondo y promovió el depósito de lodos negros monó- tonos con concreciones de fosforitas. Los radiolarios bien preservados incluídos en estas concreciones son evidencia de que la sedimentación biosilícea era estimulada contemporáneamente.

En la región del sureste de Laurussia y de mares adyacentes, incluyendo la Cuenca Culm, el clima tropical cambió de semihúmedo a semiárido y hasta árido durante el Tournaisiano Superior hasta el Viseano Medio (Zwan et al., 1985; Wright, 1990). El aporte clástico desde las tierras llanas del interior de Laurusia hacia el Paleo-Tetis estuvo más y más reducido, a tal punto, que los deltas de los ríos retrocedieron temporalmente (Leeder, 1987). Adicionalmente, las amplias bahías actuaron eficientemente captando el detrito terrígeno hasta que la cuenca Culm “ayunó”. La “disolución” terrígena de los sedimentos de la cuenca se disminuyó y, consecuentemente, la alta bioproducción ecuatorial de radiolarios ocasionó el depósito de fangos de radiolarios relativamente puros bajo condiciones anóxicas de fondo oceánico (el plancton calcáreo altamente competitivo estuvo ausente hasta el Triásico). La resultante Formación Pedernal Negro está caracterizada por una tasa de sedimentación de aproximadamente 2 mm/1,000 años (postcompactacional, Gursky, 1992; la Formación Lutita Alum Inferior: 8 mm/1,000 a, Jackson, 1985).

La alta producción de carbonato en la Caliza Carbonífera resultó en el depósito de calciturbiditas relativamente proximales en áreas de pendientes que se interdigitaban con las facies Culm (Franke et al., 1975). Las calciturbiditas están localmente intercaladas en la Formación Pedernal Negro alrededor de altos de intracuenca (ruinas de arrecifes devónicos), donde la producción de carbonato se recuperó temporalmente en bajíos. En el Macizo Rhenano y al oeste de las Montañas del Harz el volcanismo “Deckdiabas” regionalmente modificó el espesor y las facies de las formaciones Lutita Alum Inferior y Pedernal Negro, y causó además la formación de mineralizaciones ferrosas Lahn-Dill y mineralizaciones locales de manganeso.

La Formación Pedernal Negro pasa a la Formación Pedernal Pálido o la Formación Caliza Silícea a través de un intervalo de estratos alternados blancos y grises que representan aproximadamente 0.5-2 Ma. Esto se combinó con un cambio de facies notable: las capas tobáceas son intercaladas de manera creciente y bien identificadas, especialmente hacia el sureste del Macizo Rhenano y de las Montañas del Harz (Zona Dill-Innerste). El complejo de Elbingerode, una estructura de diabasa-arrecife en el centro de las Montañas del Harz, fue una isla volcánica con erupciones subaéreas durante el Viseano Inferior a Medio. Probablemente fue responsable de muchas capas tobáceas en la Cuenca Culm. En el área de Elbingerode, las formaciones Lutita Alum Inferior Alum y Pedernal Negro están generalmente ausentes, mientras que la Formación Pedernal Pálido está remplazada por tefra de grano relativamente grueso (parte de la Formación Büchenberg).

Sobre todo calciturbiditas poco concentradas intercaladas con sedimentos biosiliceos y clásticos de grano fino, constituyen la Formación Caliza Silícea. En el Viseano Medio, esta formación fue depositada alrededor de los umbrales calcáreos de intracuenca, parcialmente desconocidos, primero en el norte y noreste del Macizo Rhenano y luego en partes del sureste. Las “praderas” de crinoides contemporáneos indican una recolonización temporal de esos bajíos (por ejemplo, el complejo de atolón de Attendorn-Elspe). El nivel del mar era aún suficientemente alto como para favorecer turbiditas causadas por producción de carbonato en áreas marinas someras. Incluso algunos flujos de escombros canalizados (por ejemplo, “Brecha Schlagwasser” en la región de Warstein) y fisuras sismogénicas están localmente presentes indicando alguna actividad tectónica. La producción eficiente de carbonatos en aguas someras está también evidenciada por un depósito constante de calciturbiditas en el noroeste del Macizo Rhenano (parte superior de la Caliza Velbert). Herbig (1998) incluso postuló un pulso transgresional en el Viseano Tardío como lo indica la presencia de la “Caliza crenistria” en el Macizo Rhenano.

No obstante, durante el Viseano Tardío, el colapso de la sedimentacion marina abierta en la Cuenca Culm es anunciada: los intervalos de lutita negra dentro de los metros más superiores de la formación Caliza Silícea representan condiciones anóxicas temporales en aguas de fondo y, posteriormente, hacia arriba de la sección, los estratos silíceos y calcáreos son contínuamente reemplazados por estratos lutíticos grises y negros. En esta Formación Transicional Silícea, las tasas de sedimentación se elevan hasta aproximadamente 8 mm/1,000 a (Jackson, 1985) debido a un influjo de clásticos finos. El nivel del mar bajó y el clima se tornó más húmedo, lo cual resultó en la reducción temporal de la producción de carbonatos sobre los altos topográficos intracuenca y la ausencia de calciturbiditas. Otros efectos fueron el incremento en la erosión terrestre, donde los ríos de Laurussia suplían más detritus a los complejos prodelta progradantes (Leeder, 1987), y el angostamiento de las plataformas continentales. Como resultado, se favoreció el aporte clástico hacia la Cuenca Culm.

La sedimentation pelítica fue aún más estimulada, sin embargo, por el angostamiento progresivo de la cuenca debido a la convergencia acelerada entre Laurussia y Gondwana. La Orogenia Varíscica se desarrolló hacia el norte y sus partes emergentes surestes fueron contínuamente erosionadas, lo que ocasionó el comienzo del estado flysch en la cuenca. Adicionalmente, el término de la sedimentación biosilícea fue probablemente debido a la reducción de la circulación oceánica causada por la interrupción de las corrientes ricas en nutrientes hacia el oeste, desde el Paleo-Tetis ecuatorial, resultando en el cese de la producción de radiolarios. Las partes restantes occidentales y medias del Paleo-Tetis, incluyendo la angostada Cuenca Culm, se convirtió en un golfo elongado del este del Paleo-Tetis con eventos anóxicos. La secuencia flysch del Culm empieza con la monótona Formación Pizarras Culm (“Kulm-Tonschiefer”; Viseano Cuspidal). Estas pelitas pasan sección arriba a la formación Grauvacas Culm (“Kulm-Grauwacken”) con una tasa de sedimentación de 100 mm/1,000 a (Jackson, 1985) equivalente a una denudación de 180 m/Ma (Schrader, 2000). En el margen norte del Macizo Rhenano y en el área del Ruhr, el flysch grada a una potentísima secuencia de molasa con contenido de carbón causada por el cierre orogénico de la cuenca y una baja drástica del nivel mundial del mar, debido al comienzo de la glaciación permocarbonífera.

AGRADECIMIENTOS

Agradezco mucho el apoyo financiero de parte de la Deutsche Forschungsgemeinschaft (Gu 289/2/3/5). Doy mis gracias especialmente a M. Amler, P. Bender, A. Braun, H.G. Herbig, H. Jäger y R. Schmidt Effing, así como postumamente a M. Horn, E. Thomas y W. Zimmerle por informaciones sobre localidades, muchas discusiones y salidas estimulantes al campo. Agradezco a W. Blendinger, C. Brauckmann, M.M. Gursky y M. Mutz por sus valiosos comentarios sobre versiones anteriores de este manuscrito. El apoyo técnico fue especialmente otorgado por los Institutos Geológicos de las universidades de Marburg, Darmstadt y Clausthal. Asistencia técnica adicional provino de E. Puppel y E. Wettengl.

* Universität Clausthal, Leibnizstr, Alemania. Contacto: gursky@geogie.tu-clausthal.de

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Recibido: 03-10-16

Aceptado: 17-10-16