TIERRA Y TECNOLOGÍA Nº 58 | DOI: https://dx.doi.org/10.21028/jml.2021.08.04 Autor: Jorge Martínez León. jorgehidrogeo@gmail.com

RESÚMEN

Las espectaculares geodas de goethita tabular de la localidad de Tordelrábano (Provincia de Guadalajara) son de origen edáfico y se localizan en la parte alta de las facies Buntsandstein. Se tratan de unas geodas constituidas por unas envueltas carbonáticas y silíceas, en cuyo interior aparecen minerales férricos como el hematites y la goethita creciendo en forma tabular, inusual en este tipo de mineralizaciones. En este trabajo se ha realizado un estudio estratigráfico, para entender la formación de las geodas a partir de un encuadre geológico único y un estudio petrográfico para establecer un orden diagenético en la formación de estas. Para el estudio estratigráfico se ha levantado una columna estratigráfica en el afloramiento donde se encuadran las geodas. Se ha llevado a cabo un análisis microscópico a partir de una muestra recogida en campo a la que se le ha realizado una lámina delgada. Aplicándola técnicas de catodoluminiscencia con el fin de establecer un orden diagenético de la formación de los minerales constituyentes de las geodas.

ABSTRACT

The amazing tabular goethite geodes of Tordelrábano (Province of Guadalajara). The geodes are of pedogenic origin, it is localitating at the top of the upper Buntsandstein. They are geodes made up of carbonaceous and siliceous envelopes, with iron minerals such as haematite and goethite, that grow in an accicular form, unusual in this type of mineralisation. In this article, the stratigraphic study has been carried out to understand the formation of the geodes from a singular geological framework and a petrographic study to establish a diagenetic order in the formation of these amazing geodes. In order to carry out the stratigraphic analysis, a stratigraphic column has been made in the outcrop where the geodes are located. For the stratigraphic analysis, a stratigraphic column was made in the place where the geodes are found. For the petrographic analysis, a microscopic study was carried out on the basis of a sample collected in the field, from which a thin film was made. Cathodoluminescence techniques were applied to this thin film in an attempt to establish a diagenetic order of the formation of the minerals that make up the geodes.

INTRODUCCIÓN

Objetivos

El objetivo principal de este trabajo es el de realizar un estudio estratigráfico, petrográfico y mineralógico para entender su genesis y dar a conocer las geodas de goethita tabular de Tordelrábano.

Situación geográfica

El área de estudio se localiza en la zona 2N de la hoja 433 de Barahona. Se encuentra situada al S.SO de la hoja y abarca una superficie de 15 km2. Sus coordenadas geográficas son:

a: 41°13’51,3″N / 2°46’43,1″W     b: 41°14’01,9″N / 2°44’56,1″W

c: 41°09’57,7″N / 2°46’23,2″W    d: 41°10’03,8″N / 2°44’34,9″W

Se localiza íntegramente en Castilla La Mancha, en la provincia de Guadalajara, concretamente en la Serranía norte de Guadalajara. El área de estudio en concreto se sitúa justo en el ensamblaje del Sistema Central con la Cordillera ibérica.

Las localidades más importantes de la zona son: Sigüenza 31 Km al Sur y Atienza 15 Km al Oeste. La zona se encuentra en los términos municipales de los municipios de Alcolea de las Peñas y Tordelrábano. También se localizan los cascos urbanos de dos pequeños municipios, que son: al SOE, una pequeña parte del pueblo de Cercadillo (Figura 1b) con dos graneros y casas abandonadas anecdóticas. Al N se encuentra Tordelrábano, que se sitúa en su totalidad dentro del área de estudio. Las principales carreteras que dotan a la zona de una buena accesibilidad son: la CM-110 al Sur y que se une con la autovía A-2 (Madrid – Barcelona) o autovía del noroeste, en el Km 104 cerca de la localidad de Almadrones. Por el Norte pasa la carretera comarcal CM-101 que cruza con la CM-110 km cerca del pueblo de Cercadillo.

Figura 1.a Localización del área de estudio dentro de la cuadricula de la Hoja 343 (Barahona) fuente: IGN.
Figura 1.b Ampliación del recuadro anterior, fuente: Google Earth

Situación geológica

El área de estudio se encuentra en la zona de ensamblaje entre el Sistema Central y la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica (Figura 2).

Se pueden dividir los materiales aflorantes en la zona de estudio en cuatro grandes grupos, separados por tres grandes discordancias temporales: Un basamento paleozoico de grado metamórfico bajo. En segundo lugar, una cobertera mesozoica, cuyas edades abarcan desde el Triásico hasta el Jurásico y en tercer lugar, un grupo de materiales pertenecientes al Cenozoico, cuyas edades están comprendidas entre el Terciario y el Cuaternario.

Las rocas paleozoicas constituyen el basamento principal de la zona cartografiada conformando un paleorelieve, sobre el que se depositaron los materiales mesozoicos. Se sitúan en el núcleo del anticlinal de Riba de Santiuste, a unos 5 Km hacía el sur de Tordelrábano. Estas rocas están afectadas por fallas de direcciones predominantes N50°- 60°E, transversales a los pliegues que conforman las rocas del basamento. Dichas fallas corresponden a la última fase de la Orogenia Varisca. Dentro del Paleozoico las unidades litológicas son muy variadas y están constituidas por rocas sedimentarias o metamórficas que de grado muy bajo. El Silúrico está formado por: cuarcitas, areniscas y pizarras arenosas y el Devónico por: calizas, pizarras arenosas, pizarras arcillosas, dolomías, conglomerados, areniscas y arcillas grises (IGME, 1982).

Figura 2 Localización en la que se encuadra la zona de estudio en un mapa geológico de contexto general extraído de Sanchez-Moya et al. (2015).

Los materiales mesozoicos constituyen la zona de cobertera más representativa de la zona de estudio. Estos materiales corresponden al denominado Triásico formado por facies Buntsandstein, Muschelkalk y Keuper, conformando una secuencia de regresión marina completa (Sánchez Moya, 1991). Las rocas que conforman la última parte de la cobertera mesozoica corresponden al Jurásico, cuyas litologías predominantes son carbonatos y margas, con materiales evaporíticos a su base, en contacto con la facies Keuper. El límite entre el Triasico y el Jurásico viene definido por la Formación Carniolas de Cortes de Tajuña Gómez y Goy, 1999.

Los materiales terciarios de la zona de estudio corresponden a una serie de conglomerados discordantes sobre las facies Bundtsandstein. Son materiales cuyo buzamiento es prácticamente horizontal.

Por último, los depósitos correspondientes al Cuaternario son de origen aluvial, conformando pequeñas terrazas en las inmediaciones del río de Alcolea y en el arroyo del Agua. También aparecen pequeños conos de deyección estacionales, situados en zonas de máxima pendiente.

Localización de las geodas

Los depósitos del Triásico Inferior presentan un espesor excepcional del orden de unos 470 metros.  El yacimiento de las geodas se sitúa en el techo de las facies Buntsandstein (ver mapa geológico Anexo 1) y columna estratigráfica, concretamente dentro de la subunidad 3. Los niveles superiores de las facies Buntsandstein están compuestos por areniscas en alternancia con lutitas de colores rojizos y ocres. La subunidad 3 ha sido interpretada por Sánchez Moya (1991) como un sistema fluvial entrelazado de arenas y un sistema fluvial efímero para los tramos más superiores.

Figura 3 Situación del yacimiento y lugar de recogida de muestras. Fuente: Google Earth.

El yacimiento se localiza en la parte superior de las Facies Buntsandstein. Las geodas se localizan en los paleosuelos de los tramos lutíticos que hay intercalándose con las areniscas de grano medio-fino del tramo superior. El yacimiento posee entre unos 20 metros de espesor. Sopeña y Sánchez Moya (1997) hablan de haber encontrado más geodas a 4 km de distancia de la zona de recogida de muestras de este trabajo, por lo que el yacimiento podría ser muchísimo mayor al estimado en un principio. Desde un punto de vista estrictamente geográfico se encuentra a las afueras del pueblo de Tordelrábano Coordenadas: 41°12’58,3″N / 2°45’20,1″W. El yacimiento tiene una extensión de varios cientos de metros y no es complicado encontrar las geodas. La recogida de muestras se ha realizado en el punto señalado en la Figura 3. Las geodas aparecen situadas en los paleosuelos desarrollados en el material lutítico al techo de las facies Buntsandstein como se muestra en la Figura 5a.

METODOLOGÍA

En primer lugar, se realizó un trabajo de gabinete, cuyo fin fue la recopilación de la información bibliográfica de los diferentes autores, que han realizado distintos trabajos previos en la zona, así como la visualización de las diferentes series de fotografías aéreas, Además, se han utilizado imágenes satelitales extraídas de Google Earth. Para la elaboración del mapa topográfico base y del mapa geológico, se ha descargado la información correspondiente a las hojas que abarcan el área de estudio a partir de la base cartográfica digital del IGN, se ha consultado el mapa geológico correspondiente a Hoja 434 (Barahona) segunda serie del IGMEe integrándose toda la información en un Sistema de Información Geográfica (QGIS).

En segundo lugar, se realizaron distintas salidas al campo para recoger datos, se recogieron muestras en la parte alta de las Facies Buntsandstein concretamente de las geodas de goethita de Tordelrábano, tomando ímagenes y realizando esquemas de campo para elaborar un mapa geológico a escala 1:25.000 ver Anexo 1) una serie de cortes realizados sobre dicho mapa y levantar una columna estratigráfica general (ver Anexo 2).

Posteriormente en la elaboración del trabajo se eligieron las mejores imágenes tomadas en el campo, con el objetivo de estudiar los paleosuelos De la parte alta de las facies Buntsandstein, incluyéndolos en una columna estratigráfica. Las potencias de las unidades han sido calculadas a partir del corte geológico realizado en la sección A-A’ que figura en el Anexo 1.

Se seleccionaron las mejores muestras y se le hizo un estudio de visu con la ayuda de objetivos de x30 y x60. A partir de la selección de la muestra óptima se le realizó una lámina delgada sin cubrir. Se llevó a cabo en un microscopio petrográfico de luz transmitida y en un microscopio con cátodoluminiscencia. Se ha usado un equipo de cátodoluminiscencia fría localizado en el área de Estratigrafía de la Facultad de Ciencias Geológicas de la Universidad Complutense de Madrid, modelo Citl MK4, se trabajó bajo las siguientes condiciones: 300–500 μA, 11–16 kV, 0.1–0.2 Torr.

El uso de las técnicas de cátodoluminiscencia fue de gran ayuda para establecer el orden de cristalización mineral de las geodas de goethita en la parte alta de las Facies Buntsandstein, relacionarlas con los paleosuelos, a partir su descripción, para la que se utilizó como manuales de clasificación de los paleosuelos el de Retallack et al. (1993) y el de Alonso-Zarza y Tanner (2009). A partir de la clasificación de los paleosuelos se pudo establecer una correlación estratigráfica de las geodas en la zona.

RESULTADOS

  • Estudio estratigráfico:
Figura 4 Columna estratigráfica a detalle de los últimos 17,50 m de la parte alta de las facies Buntsandstein y de su contacto con las facies Muschelkalk. Se corresponde con el lugar de aparición de las geodas de goethita de Tordelrábano (ver ANEXO 1).

En un marco estratigráfico general, el afloramiento se encuentra en la parte superior de las facies Buntsandstein hasta el contacto con las facies Muschelkalk de un claro carácter terrígeno en esta zona.

En la Figura 5a, se observa que el techo del afloramiento está compuesto por un nivel de areniscas de tonalidades amarillentas y rojizas de 1 metro de espesor. Presenta base erosiva y estratificación cruzada tipo épsilon. Se puede observar que las geodas aparecen en las lutitas, que se sitúan debajo de las areniscas ya descritas de colores rojizos y verdosos a techo (Figura 5b) El tamaño de grano es muy fino, hay una alta tasa de bioturbación y una gran cantidad de huellas de raíces compuestas por formas concéntricas dolomíticas nodulares. También se puede apreciar que en la parte superior de las lutitas se produce un encostramiento dolomítico de unos 0,40 m de espesor.

Dentro de dichas formas nodulares de los paleosuelos es donde se encuentran las mencionadas geodas. Se ha levantado una columna estratigráfica del afloramiento que se puede visualizar en la Figura 5a.

Las geodas no solo aparecen en este nivel lutítico, sino que están presentes en todos los paleosuelos de la parte superior de la facies Buntsandstein, cercanos a la localidad de Tordelrábano, ya que se ha explorado minuciosamente la zona y se han encontrado geodas por toda la zona de los alrededores del pueblo, no obstante, siempre dentro de las zonas lutíticas de los paleosuelos.

Figura 5a. Foto representativa del entorno estratigráfico del yacimiento de las geodas fotografía tomada en 41°12’58,3″N / 2°45’20,1″W. Figura 5b. Paleosuelo d la parte alta de las facies Buntsandstein en contácto con las facies Muschelkalk de donde se recogieron las muestras de laboratorio, foto realizada en 41°12’58,3″N / 2°45’20,1″W.

– Estudio paleopedológico: Como se puede apreciar en la figura Figura 5b se observan rizoconcreciones prismáticas de composición dolomítica encuadradas dentro de un lecho de roca de color rojizo  y un desarrollo en la parte superior de un encostramiento de color gris verdoso, que a su vez se encuentra por debajo de una base erosiva de unas areniscas ocres de grano medio-fino. El paleosuelo en cuestión se trata de un paleosuelo cálcico. Según la clasificación de (Machete, 1985) este paleosuelo se encuentra en una fase V de desarrollo por lo que está altamente desarrollado.

– Muestras de mano: Como se puede apreciar en la Figura 6 se tratan de unas geodas constituidas por unas envueltas carbonáticas y silíceas, en cuyo interior aparecen minerales del hierro como la goethita (Figura 6b) y hematites (Figura 6c).Las geodas tienen una forma eferoidal achatada, llegando a ser elipsoidal irregular. Su tamaño es bastante variado. Los muestreos que se han realizado en el campo han dado como resultado una variedad de tamaños entre los 3 y 10 cm de diámetro.

Los carbonatos son de un color blanquecino y aparecen en multitud de ocasiones teñidos con un color rojizo debido a impurezas de los minerales del hierro. Los cuarzos tienen un color blanquecino, poseen una morfología bipiramidal con bandeados hacía el interior de la geoda y en ocasiones aparecen bastante ahumados.

Figura 6a. Muestras de goethita recogidas en las inmediaciones de la localidad de Tordelrábano Figura 6b. Muestra de geoda que contiene cristales de goethita taularr creciendo en su interior. Figura 6c. Muestra de una geoda que contiene cristales de hematites en su interior. Todas las muestras fueron recogidas en el punto de ccordenadas:41°12’58,3″N / 2°45’20,1″W.

– Estudio morfológico de los cristales de goethita: los minerales de goethita son de color negro, brillo vítreo y destacan por una morfología tabular, que parte desde la base y en disposición de abanico (Figura 7b). La excepcionalidad de la morfología de estos, dotan a estas geodas un gran valor geológico y de excepcionalidad a este yacimiento. Los tamaños de los cristales oscilan entre los 2 y 3 mm, no obstante, se tienen referencias de muestras con cristales de 10 mm de longitud (Calvo M. ,1999).

Figura 7a. Cristales de goethita tabular a 30 aumentos de 2 mm de longitud con morfología tabular. Figura 7b. Goethita tabular a 60 aumentos de 2 mm de longitud con morfología tabular en la que se distingue la disposición en abanico en los cristales. Figura 7c. Cristales de goethita tabular a 30 aumentos de 2 mm de longitud con morfología tabular. Figura 7d. Cristales de goethita tabular en coexistencia con cuarzo y carbonato, foto tomada a 30 aumentos.
  • – Lámina delgada: Los minerales encontrados en la muestra de lámina delgada son:
    • Anhidrita: Aparece como inclusiones de unas 10 µm dentro de los cristales de cuarzo y de calcita, con colores de interferencia de tercer orden. (Figura 9b).
    • Calcita: Dentro de la calcita se pueden distinguir dos fases de carbonatos diagenéticos:
      • Calcita en fase (C1). Calcita sustituyendo a la anhidrita: los tamaños de los cristales son muy variados, oscilan entre los 0,2 mm y 0,05 mm, la mayoría son subideomorfos y sus formas son pseudohexagonales.
      • Calcita en fase C2: Aparece cementando una porosidad de fractura como muestran las Figura 10e y f, también aparece en los bordes de algunos cristales de dolomita como muestra la Figura 10b y calcificando opacos, como muestran las Figura 10c y d.
    • Dolomita: Perteneciente a la fase C1 de formación aparece como se puede observar en la figura cristalizada en forma de rombos.
    • Cuarzo: Aparece producto de la silicificación de la calcita en fase C1, la mayoría de los cristales son ideomorfos, aparecen con formas hexagonales y con tamaños que oscilan entre los 0,2 mm y 0,05 mm.
    • Opacos: En la muestra de lámina delgada se observan opacos y probablemente fuesen una anqueritas que sufrieron una calcitificación y que actualmente son calcitas no ferrosas, este hecho se puede observar en la Figura 10d.

Aunque en lámina delgada no se observan ni goethita ni hematites, presumimos que éstos, fueron los últimos minerales en formarse, al entrar fluidos férricos que originaron una mineralización metálica.

Figuras 8a. y b. Cuarzo (Q) y carbonato de fase diagenética 1 (C1). Nícoles paralelos y cruzados. Figuras 8c. y d. Cristales de cuarzo (Q) y carbonato de fase diagenética 1 (C1). En la parte central de la imagen se aprecian opacos alrededor de cristales de carbonatos en fase diagenética 1 (C1). Nícoles paralelos y cruzados.
Figuras 9a. y b. Cuarzos (Q) que en su interior contienen cristales de anhidrita (Anh). Figuras 9c. y d. Se observa en la parte central de la lámina una cementación de una porosidad de fractura rellenada por calcita en fase diagenéntica 2 (C2).
  • Cátodoluminiscencia: Los resultados obtenidos a partir de esta técnica han servido para comprender el orden de cristalización de los tipos de calcitas presentes en la geoda. Calcita en fase (C1), es un tipo de cemento calcítico no luminiscente, por lo que se puede afirmar que no tiene activadores como el Mn+2. En su contraparte, hay un tipo de cemento calcítico luminiscente (C2), con el que se puede afirmar que tiene elementos activadores como el Mn+2. Estos elementos activadores sustituyen parcialmente al Ca+2, se puede dar por hecho esta conjetura ya que es lo que suele pasar en la mayoría de los casos, según la mayoría de los estudios llevados a cabo con este tipo de técnicas. El tipo de calcita en fase diagenética (C2) no se encuentra únicamente cementando en forma de venas en la roca y ocupando una porosidad por fracturación, sino que también la encontramos en los bordes de algunos cristales de dolomita como muestra las Figura 10a y b y calcificando opacos como muestran las Figura 10c y d. Todos estos tipos de calcitas son luminiscentes y por lo tanto ricas en elementos activadores como el Mn+2, por lo que se puede deducir que son coetáneas en el tiempo de cristalización, por lo que podríamos decir que pertenecen al mismo momento diagenético de formación, la fase C2.
Figura 10a. Rombos de dolomita (Dol) no luminiscentes, en fase (C1), sobre los que crece un cemento de calcita no luminiscente con el borde luminiscente naranja en fase C2 . Figura 10b. Misma figura que la Figura 28a., pero aplicando técnicas de cátodoluminiscencia en la que se pueden observar calcita diagenética en fase 2 (C2) creciendo alrededor de la dolomita. Figura 10c. y d.. Este opaco probablemente fuese una anquerita que sufrió una calcitificación y que actualmente es una calcita no ferrosa debido a su luminiscencia naranja, es coétanea a la fase de calcita no ferrosa tardía (C2). Figura 10e. y f. En ambas figuras se muestran unas venas de calcita ferrosa tardías (C2) debidas a su coloración naranja.

El orden diagenético que rige los resultados del estudio mineralógico se establece en la Figura 11. Primero se produjo un crecimiento intrasedimentario en los paleosuelos en la parte alta de la facies Buntsandstein en forma de nódulos de anhidrita y se formaron cubiertas pedogénicas, creciendo en un ambiente muy superficial y vadoso como indica el encostramiento verdoso en el techo de las lutitas rojas tal como se observa en la Figura 5b, ya que dicho encostramiento implica un medio reductor, es decir los suelos al final de su historia geológica quedarían encharcados. Esta anhidrita solo se conserva como inclusiones dentro de los cuarzos y de los carbonatos en la fase C1 de las geodas. Este hecho quiere decir que la anhidrita sería reemplazada por cuarzo y que posteriormente sería reemplazada por carbonato en fase C1, proceso que únicamente tuvo lugar en los nódulos en los que la anhidrita todavía no se había disuelto completamente. A continuación, se produciría una fracturación en la que se cementarían posteriormente carbonatos en fase 2 (C2). Por último, la entrada de fluidos epitermales con alto contenido en hierro produciría la formación de goethita de hábito tabular y hematites en las cavidades todavía existentes dentro de la geoda.

Figura 11 Cuadro de la cronología de los procesos y productos de la diagénesis de las geodas de goethita de Tordelrábano.

Para entender estos procesos diagenéticos ha sido fundamental relacionarlo con un estudio estratigráfico y paleopedogénico, de los cuales se sacan las siguientes conclusiones: en primer lugar, la asociación al tipo de ambiente en el que se produjeron la formación de los nódulos de anhidrita. Para que esto ocurriese, tendrían que haberse formado en un medio árido y salino, como podría ser un ambiente sedimentario de tipo sabkha (Bustillo et al., 1999). Por otro, lado, el alto contenido en hierro de las unidades de la parte alta de las facies Buntsandstein, pudo propiciarla cementación de goethita y hematites, a partir de los fluidos epitermales que circularían entre dichas litologías.

CONCLUSIONES

La formación de estas geodas ocurrió en distintas fases: en primer lugar, se produjo un crecimiento intrasedimentario en los paleosuelos en la parte alta de la facies Buntsandstein en forma de nódulos de anhidrita y se formaron cubiertas pedogénicas, creciendo en un ambiente muy superficial y vadoso, formando la primera asociación mineralógica de las geodas. El desarrollo del paleosuelo en el que se encuentran las geodas implica que el paleosuelo se formase en un medio reductor, es decir los suelos al final de su historia geológica quedarían encharcados. La anhidrita sería reemplazada por cuarzo y posteriormente sería reemplazada por carbonato en fase C1. A continuación, se produciría una fracturación en la que se cementarían posteriormente carbonatos en fase 2 (C2) y que por último permitiría la entrada de fluidos epitermales con alto contenido en hierro que produciría la formación de goethita de hábito tabular y hematites.

El orden de cristalización de los minerales está ligado tanto al ambiente sedimentario en el que se formaron, como con la evolución de su historia geológica hasta su actual composición mineralógica. No obstante, las características mineralógicas de las geodas están ligadas al tipo de paleosuelo en el que se encuentran, es decir cada fase mineralógica refleja una serie de condiciones ideales para la formación de los distintos minerales que se encuentran en las geodas desde su primera asociación mineral en los paleosuelos encharcados, hasta la fracturación que permitió precipitar el hierro formador de la goethita tabular, que les confiere una gran singularidad morfológica.

La excepcionalidad del crecimiento de los cristales de goethita, la historia geológica de su formación, su belleza y su situación geológica dota a estas geodas de unas peculiaridades únicas. Es un bien geológico que se debe de proteger y estudiar más a fondo.

AGRADECIMIENTOS

Me gustaría agradecer a Yolanda Sánchez Moya, profesora de la Facultad de Ciencias Geológicas de la Universidad Complutense de Madrid, que me motivó e impulsó en mi grado universitario a ser cada día mejor geólogo y a Alfonso Sopeña por motivarme y aconsejarme en este trabajo. A mi profesor de mineralogía Francisco Javier Luque del Villar quien fue el que me inició y motivó en el estudio de la mineralogía durante varios años de docencia universitaria, así como a mi tutora de trabajo de fin de grado Laura Fernandez Acebrón por la disponibilidad total para cualquier consulta. A Fabián López Olmedo por su tiempo y dedicación en la revisión de este artículo. A mi amigo Ismael Moreno Cañete por el apoyo incondicional durante mi formación académica. A mis padres por el apoyo económico y anímico durante mis años de formación. A mi abuelo por acompañarme incondicionalmente toda mi vida y por ser una ayuda excepcional en el campo. A toda la gente que me ha apoyado durante mi formación académica, amigos, profesores y familiares. Gracias a todos por hacer posible que me pueda dedicar a mi vocación, la geología.

REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS

  • Adell Argiles, F., Tena-Dávila Ruiz, M. y Gonzalez  Lodeiro, F, Hoja nº343 (Barahona) del Mapa Geológico de España E. 1:50.000, 2ª serie (MAGNA). IGME, 57 p, Madrid. 1 mapa.
  • Alonso-Zarza, A. M., y Tanner, L. H. (2009). Carbonates in continental settings: facies, environments, and processes. Elsevier. 313.
  • Benito, M. I. (2001). Estudio comparativo de la evolución sedimentaria y diagenética de los litosomas carbonatados arrecifales (pre-rifting) de la Cuenca de Cameros. Kimmeridgiense. La Rioja-Soria (Tesis Doctoral, Universidad Complutense de Madrid). 410 p.
  • Bustillo, M., García-Guinea, J., Martinez-Frias, J., y Delgado Huertas, A. (1999). Unusual sedimentary geodes filled by gold-bearing hematite laths. 136 (6), 1999, pp. 671–679. Printed in the United Kingdom © 1999 Cambridge University Press.
  • Calvo M. (1999). «Cristales de goethita en geodas de calcita y cuarzo en Tordelrábano (Guadalajara)». Revista de Minerales, 7 (2), 111-3.
  • Gómez, J. J. y Goy, A. (1999). Las unidades carbonatadas y evaporíticas del tránsito Triásico–Jurásico en la región de Lécera (Zaragoza). Cuadernos de Geología Ibérica, 25, 15-25.
  • Retallack, G. J., James, W. C., Mack, G. H., y Monger, H. C. (1993). Classification of paleosols: Discussion and reply. Geological Society of America Bulletin, 105(12), 1635-1637.
  • Sánchez Moya, Y. (1991). Evolución sedimentológica y controles estructurales de un borde de cuenca extensional: comienzo del Mesozoico en un sector del margen occidental de la Cordillera Ibérica (Tesis Doctoral, Universidad Complutense de Madrid). 383.
  • Sánchez-Moya, Y., Muñoz, A., De vicente, G., y Sopeña, A. (2015). Las cuencas del Pérmico y Triásico en la zona de enlace entre el Sistema central y la Cordillera Ibérica. Reduca (Geología), 7(2).
  • Sopeña, A., & Sánchez-Moya, Y. (1997). Tectonic systems tract and depositional architecture of the western border of the Triassic Iberian Trough (central Spain). Sedimentary Geology, 113(3-4), 245-267.