Se reconocen profusamente en la parte alta de la Fm. Calizas de Oriñón (Fig. 2). Los sílex se localizan en trazas que constituyen un sistema de galerías con ramificaciones a la misma altura, amplio desarrollo en la horizontal, alguna comunicación vertical (shafts) a diferentes alturas, ensanchamientos notables en las intersecciones (turnarounds) y terminaciones bruscas en forma de saco (cul de sac) (Figs. 3A y B). Esta configuración de las excavaciones junto con la ausencia de ornamentación en sus paredes, son características del icnogénero Thalassinoides. Los diámetros de las galerías varían entre 5–10 cm y las longitudes observadas en planta pueden alcanzar el metro. La silicificación se ciñe a las galerías, remarcando sus paredes con una pátina rojiza (óxidos de hierro) respecto a la roca caja gris. Los sílex formados son compactos, con su superficie exterior neta y lisa, pero suele estar fracturada, y en alguna ocasión se observan pequeños desplazamientos (Figs. 3B y C). En sección transversal, pueden tener un anillo diferenciado o varios, generando estructuras concéntricas de diferentes grosores (Fig. 3C). Aquellas galerías que son subparalelas a la estratificación, quedan un poco aplanadas por compactación, presentando secciones ovoidales, con su eje mayor acorde con el plano de estratificación. En secciones subverticales de la columna litológica no es reconocible el trazado de las galerías, y solamente son perceptibles las formas nodulosas más o menos alargadas (Fig. 3D) que ocasionalmente están conectadas en diferentes planos de estratificación.

La superficie que conforma el hardground (Figs. 4A y B) incluye diferentes bioturbaciones y perforaciones silicificadas que son objeto de estudio, además de serpúlidos, rostros de belemnites, ostreidos y equínidos que no serán considerados. Se diferencian:

a) Huellas de alimentación

Pueden aparecer en cualquier punto de la sección litológica, además de en el hardground. Presentan formas tubulares, sinuosas, sin ramificaciones y con secciones circulares de diámetro menor de 0,5 cm. Este tipo de trazas han sido observadas interfiriendo con otros sistemas de galerías en dos situaciones: 1) la traza se localiza afectando a la pared o al relleno de una galería previamente constituida, formando una traza compuesta (galería-huella tubular) y 2) la traza fue generada previamente y es cortada por la galería. En ambas situaciones, las huellas tubulares estarían asociadas a un comportamiento de alimentación. Este comportamiento es sugerido en la primera situación, por el carácter compuesto de la traza (galería-huella tubular) que indicaría una reutilización por parte de los organismos de un sustrato con mayor contenido orgánico, p.ej. el que constituye la pared de la galería. En la segunda situación, la asignación de estas trazas a huellas de alimentación es indicada por el relleno activo y estructurado en meniscos que está típicamente asociado con la manipulación del sedimento por parte de los organismos, incluyendo la ingestión (p.ej. Bown & Kraus, 1983).

b) Estructuras biogénicas sin discernir marcadas por costras silíceas

En el hardground, se localizan numerosos sílex que a pesar de su apariencia no han podido ser claramente definidos como trazas fósiles. Estos sílex también aparecen en menor proporción en las areniscas carbonáticas superiores correspondientes al relleno del surco de Sonabía (Fig. 2). Tienen formas muy irregulares, presentando a veces apariencia de galerías. Sobre el plano del hardground (Fig. 4B), parece dominar la forma de tubo sinuosoidal de 5–7 cm de altura y hasta 10 cm de anchura. Destacan por presentar frecuentemente un exterior silíceo oqueroso donde los tabiques tienen a su vez una porosidad que le da aspecto reticulado milimétrico. Existe una disolución selectiva de la caliza frente al sílex que deja huecos en el interior de estos nódulos lo que pone de manifiesto que solo esta silicificado el exterior (alrededor de 1 cm), por lo que se pueden considerar costras silíceas envolventes, con cierto enraizamiento hacia el interior (Figs. 5A, B y C). Ocasionalmente se observan dentro de las costras huellas de alimentación de pequeños organismos, y perforaciones (Fig. 5C). La distribución y forma aleatoria de las costras no permite determinar que esta silicificación esté adscrita a una traza o estructura determinada.

c) Estructuras de bioerosión (perforaciones)

Dentro de zonas irregulares silicificadas en el hardground se diferencian perforaciones que muestran secciones cilíndricas (Fig. 5C), un contacto neto y un relleno con colores rojizos, negros, etc., que difiere del substrato silicificado que las alberga. Son tubos con secciones de diámetros entre 0.5 y 1 cm, y que suelen tener a su alrededor halos más claros, estando silicificado todo el conjunto.

La roca caja que incluye los sílex de Thalassinoides es una biocalcarenita (wackestones/packstones) que además de los aloquímicos presentan micrita y cementos de esparita (Figs. 6A y B). Como aloquímicos aparecen fundamentalmente pellets y bioclastos pertenecientes a fragmentos de placas de equinodermos, ostreidos, foraminíferos y espículas calcáreas o silíceas calcificadas. Pueden aparecer inclusiones opacas dispersas atribuibles a óxidos de Fe, pero son escasas. Los cementos de esparita rellenan pequeñas porosidades y forman también recrecimientos sintaxiales sobre las placas de equinodermos, entre otros. El ambiente de depósito sería marino de plataforma abierta (Rosales, 1995).

Los sílex de Thalassinoides están constituidos por: 1) diferentes texturas de cuarzo, 2) relictos carbonáticos (bioclastos) sin silicificar correspondientes al relleno de la galería, 3) inclusiones de minerales opacos ferruginosos y 4) cristales neoformados de calcita y dolomita. En DRX, se detecta que la proporción de cuarzo varía entre el 80 y 90 %, no apareciendo actualmente fases opalinas primitivas. Presentan numerosas microgrietas, frecuentemente aislando intraclastos poligonales que no se observan en la roca caja. El entramado general está formado por mosaicos de cuarzo micro y criptocristalino (Figs. 6A y B), existiendo además calcedonita (textura fibrosa de elongación negativa) como consecuencia de la silicificación de los microfósiles y de los cementos de calcita, y como resultado del relleno de huecos. Solo puntualmente y muy escasamente se observaron texturas fibrosas de elongación positiva (cuarcina/lutecita) en la silicificación de algún bioclasto específico. Las inclusiones opacas ferruginosas, responsables de los tonos amarillentos en nícoles paralelos (Fig. 6A) son muy abundantes estando distribuidas dispersas por todo el entramado silíceo. Los relictos carbonáticos que quedan dentro de la galería silicificada, como testigos del relleno inicial por sedimento carbonático, son preferentemente aloquímicos y cementos constituidos por cristales de esparita, no apareciendo pellets ni otros componentes micríticos que se observan abundantemente en la roca caja. Es frecuente encontrar dentro de la galería silicificada cristales de calcita (corroborado con tinción de alizarina y análisis por micro-Raman), con secciones rómbicas y tamaño entre 200 y 400 µm (puntualmente hasta 700 µm), que pueden presentar los lados irregulares, sin terminar completamente (Fig. 6C). Se interpreta que son cristales neoformados posteriormente a la silicificación general porque se sobreimponen a las texturas y fábrica del sílex y no aparecen en la roca caja. A pesar de ser posteriores, algunos cristales neoformados de calcita se encuentran puntualmente reemplazados por cuarzo indicando que durante la diagénesis se dan pequeños reemplazamientos reversibles calcita-sílice. Por otra parte, las galerías silicificadas están atravesadas por grietas que se rellenan de calcita o cuarzo, lo cual confirma que el sílex alcanza un comportamiento frágil, existiendo una movilidad más tardía de carbonatos y sílice en disoluciones que cementan grietas. Los cristales euhedrales de calcita neoformados (c.e) pueden aparecen dispersos por todo el entramado silicificado de la galería y además en las zonas de contacto con la roca caja (Figs. 6A y B), siendo en este caso su crecimiento siempre hacia la galería silicificada. Se identifican también sobreimpuestos a la textura y fábrica del sílex, cristales euhedrales no teñidos, con secciones rómbicas y bordes oxidados que corresponden a dolomita (d) (corroborado por micro-Raman) (Fig. 6C). Presentan mayor relieve y menor tamaño (hasta 120 µm) que los cristales de calcita espática (c.e), siendo escasos (< 3% en sección, y no en todas). Cuando los cristales rómbicos están completamente oxidados se pueden interpretar como dedolomita.

El exterior de la excavación, en su contacto con la roca caja carbonatada, es nítido e irregular, con microentrantes y microsalientes. En ocasiones se observa un borde micrítico que es atribuido al film micrítico típico de las paredes de las galerías asignadas a Thalassinoides (p.ej. Buatois & Mángano, 2011) (Fig. 6D). Cuando interfieren huellas de alimentación con Thalassinoides, ambos silicificados, los límites se siguen claramente identificando (Fig. 6E).

Las galerías silicificadas pueden presentar zonas concéntricas, observables a simple vista (Fig. 3C). En unos casos se observa en el exterior una sola envuelta, y en otros las zonas concéntricas se extienden por toda la bioturbación. Cuando existe una sola envuelta podría interpretarse que la silicificación afectó primeramente a la galería y luego creció hacia el exterior afectando a la roca caja, dando lugar a un anillo exterior con bastantes relictos de ella. Los restos de la pared de la galería, y la calcita neoformada (c.n) en la zona de contacto sirven para diferenciar la galería propiamente dicha de la aureola exterior parcialmente silicificada (S1) (Fig. 6D). En las galerías donde es visible la presencia de anillos concéntricos únicamente se puede diferenciar anillos más isótropos de otros menos, por tener los más isótropos una mayor concentración de cuarzo criptocristalino o más impurezas (Fig. 6F).

Estas trazas quedan afectadas por silicificaciones menos intensas que la de las galerías de Thalassinoides, dejando muchos relictos de carbonatos, y trasluciéndose la sedimentación en menisco (Fig. 6E). Los sílex muestran texturas de cuarzo semejantes a las de Thalassinoides (mosaicos de cuarzo micro-criptocristalino y calcedonita), aunque contienen menos microgrumos de opacos ferruginosos y los cristales de carbonatos neoformados no existen. Estas huellas, pueden ser cortadas por galerías posteriores (Fig. 6E).

La roca caja que incluye estas estructuras silicificadas corresponde a una grainstone-packstone, y suele estar cercana al hardground. Como aloquímicos se observan mayoritariamente espículas de esponjas calcáreas o calcitizadas (Figs. 7A y B), existiendo también pellets, micro-foraminíferos y placas de equinodermos, estando los aloquímicos frecuentemente micritizados. Las espículas de esponjas son muy abundantes, y a veces de gran tamaño, siendo esto la diferencia más clara con la roca caja que incluye Thalassinoides silicificados.

Los sílex presentan contornos muy irregulares en su contacto con la roca caja. Están constituidos por mosaicos de cuarzo micro-criptocristalino y calcedonita (Figs. 7A y B), y aunque puede tener inclusiones de opacos ferruginosos, estos son menos abundantes que en las galerías silicificadas de Thalassinoides. No se observan carbonatos neoformados, o se observan mal. Incluyen relictos de la roca caja y ocasionalmente presentan espículas silíceas y restos de esponjas.

Las perforaciones y bioturbaciones silicificadas del hardground están formadas por cuarzo criptocristalino, y ocasionalmente calcedonita. A pesar de estar más intensamente silicificadas que el substrato circundante, conservan muchos relictos de lo que fue el relleno carbonático. En sus paredes y en su parte exterior se pueden localizar secciones poligonales opacas oxidadas (Fig. 7C). Las secciones oxidadas son cuadrangulares o, hexagonales, o bien una acumulación de ellas, con un tamaño entre 100 y 300 mµ (Fig. 7D).

En las secciones transversales de ciertas perforaciones (Fig. 5C) las formas oxidadas se observan en halos interiores del tubo pero cerca del exterior (Fig. 7E). De acuerdo con los datos de Micro-Raman pueden corresponder a piritas y calcopiritas oxidadas, que se acompañan de hematites y magnetita. Localmente en la parte central de algunas perforaciones silicificadas existen zonas de tonos verdes asignadas a cementos o reemplazamientos de glauconita (Fig. 7F).

Thalassinoides es una traza común de crustáceos decápodos en sucesiones marinas. Se interpreta generalmente como estructura combinada de habitación (Dominichia) y de alimentación (Fodinichia). El icnogénero Thalassinoides está caracterizado por presentar galerías de paredes lisas, excavadas en un fango calcáreo todavía blando, pero suficientemente cohesivo que no necesita reforzamiento. La disposición geométrica de su estructura está controlada por el gradiente energético y la tasa de sedimentación dominante, por lo que en áreas estables de plataforma y de cuenca con una baja energía, las galerías tienden a adoptar una geometría con un predominio horizontal, donde las conexiones verticales (shafts) con la superficie del sedimento son cortas y el conjunto de la estructura se dispone a muy poca distancia por debajo de la interfase agua-sedimento (García-Ramos et al., 1989). En las galerías de tipo Thalassinoides de la Fm. Calizas de Oriñón se conserva sobre todo el trazado horizontal (Fig. 3), como corresponde a las galerías formadas en áreas estables de plataforma abierta y de cuenca con baja energía.

Los procesos de silicificación de Thalassinoides, es un hecho conocido y estudiado en las formaciones cretácicas de Europa central (Clayton, 1986; Bromley & Ekdale, 1984; Mortimore & Pomerol, 1987). En la Fm. Calizas de Oriñón, en la mayoría de los casos la silicificación se ciñe principalmente a la galería, acabando en sus paredes. En general se admite que esto es consecuencia de la diferencia de porosidad entre la roca y el relleno de la traza (Bromley & Ekdale, 1984). Los datos petrográficos comparativos entre el sílex y la caliza circundante indican que las partes micríticas y los pellets micríticos de la roca caja no aparecen como relictos dentro de los mosaicos de cuarzo micro-criptocristalino y las calcedonitas de la galería silicificada. Esto podría indicar que hubo una silicificación preferente de los componentes micríticos, o que el relleno de la galería, antes de silicificarse ya no tenía estos componentes. Esta segunda posibilidad es más factible porque el relleno de las galerías de tipo Thalassinoides, abiertas al exterior, suele contrastar con el substrato circundante (selección de partículas, tamaño de grano, composición etc.), dado que es introducido gravitacionalmente en la galería en un evento de sedimentación posterior. La falta de micrita en este relleno implicaría mayor porosidad. Los bivalvos, espículas y otros elementos elongados manifiestan una posición aleatoria en el relleno de las galerías, no existiendo orientación en relación a las paredes.

En ocasiones los sílex de Thalassinoides presentan un anillo exterior diferenciado de unos 5-10 mm. Los datos petrográficos señalan que este anillo se localiza en la roca circundante, a continuación de la pared de la galería demostrando que corresponde a una ampliación hacia el exterior de la zona silicificada. Estas ampliaciones pueden conseguir que se silicifiquen en conjunto otras trazas asociadas a Thalassinoides marcando la existencia de trazas compuestas. Se deduce que la formación de este anillo solo sucede en aquellos casos en que no hay grandes diferencias de porosidad entre la traza y la roca circundante. Clayton (1986) considera que ciertos anillos exteriores pueden corresponder al delgado film de sedimento que reviste la pared de Thalassinoides, pero en el caso estudiado es demasiado grueso. Esta aureola exterior no debe confundirse con la estructura interna concéntrica que se observa en algunas galerías silicificadas, y que corresponde a fenómenos inorgánicos de difusión en anillos, que se pueden dar durante las silicificaciones por efecto de impurezas iónicas (McBride et al., 1999).

En la génesis de las trazas del icnogénero Thalassinoides participan procesos biológicos y diagenéticos. El relleno inicial de las galerías puede sufrir procesos diagenéticos siendo frecuentes los reemplazamientos de los carbonatos del relleno por sílice, calcita o dolomita (Zijlstra, 1987; Mángano & Buatois, 1994; Corlett & Jones, 2012). Bromley & Ekdale (1984), consideran que la silicificación preferencial de Thalassinoides frente a otras estructuras de bioturbación, es debido a la alta concentración de materia orgánica en el relleno (detritus orgánicos que entran con el bombeo del agua de mar, mucus de la pared de la galería, pellets fecales y otros residuos orgánicos acumulados por el carácter permanente de las galerías) y a la alta porosidad y permeabilidad (relleno pasivo no compactado manteniéndose a una profundidad relativamente alta bajo el fondo marino).

En las galerías de Thalassinoides de la Fm. Calizas de Oriñón, los procesos diagenéticos son muy importantes, existiendo reemplazamientos y neoformaciones a diferentes escalas. A gran escala, primero sufrieron silicificación y después carbonatación con neoformación de calcita y puntualmente dolomita, como lo demuestra el hecho de que estos carbonatos aparecen sobreimpuestos a la textura y fabrica del relleno silicificado. Las primeras fases silíceas consecuencia de la silicificación fueron opalinas como lo demuestran la gran presencia de cuarzo micro-criptocristalino y su microestuctura de microesferas en MEB (Bustillo, 2010). La materia orgánica habría facilitado la silicificación temprana opalina, quedando relictos de materia orgánica fijada a la sílice, y que incluso perdura hasta la actualidad, ya que se detecta C por EDX en el entramado silíceo. La morfologías de filamentos y ovoides encontradas en MEB (Figs. 8B, C, D y E), señalan que pudo haber influencia microbiana. Zijlstra (1987) señala la importancia de los procesos de oxidación-reducción y el metabolismo bacteriano en la precipitación de la sílice. Se interpreta además que la silicificación general fue temprana porque las galerías están poco afectadas por la compactación y porque se han conservado signos de actividad microbiana. La transformación ópalo-cuarzo habría sucedido durante la diagénesis temprana, ya que el sílex formado como consecuencia de esta transformación se comporta frágil ante la compactación general y responde generando microgrietas. Las fracturas generales más grandes, que se observan a simple vista atravesando los nódulos, se formarían más tardíamente porque atraviesan las microgrietas. En ellas calcita y sílice tardía vuelve a precipitar.

La neoformación de calcita, y puntualmente dolomita, está restringida a la bioturbación silicificada y no se observan en las biocalcarenitas de la roca caja, donde el ambiente general sería oxidante. Bustillo & Ruiz Ortiz (1987), consideran que posiblemente las neoformaciones de carbonatos idiomorfos en zonas silicificadas tienen lugar cuando la sílice está en fase opalina. La gran cantidad de microesferas de sílice incluidas en los cristales de calcita neoformados lo atestiguaría en este caso (Fig. 8A). Los bordes idiomorfos de los cristales de calcita y dolomita es explicado como consecuencia del mecanismo llamado “force of crystallization” (Maliva & Siever, 1988). Estas ideas fueron seguidas por Mínguez & Elorza (1994) y Erkiaga et al. (1997), para explicar la presencia de rombos de dolomita y calcita en determinados ejemplos de silicificaciones en carbonatos del Cretácico Superior en la Cuenca Vasco Cantábrica. La neoformación de carbonatos es consecuencia de una diagénesis confinada dentro de la bioturbación silicificada, porque este proceso no sucede en la roca carbonática circundante, como sucede en otros nódulos de sílex del Cretácico Superior de la región Vasco Cantábrica (Erkiaga et al., 1997). La formación de calcita y dolomita se facilitaría en la galería por varias causas, siendo esencial el incremento de porosidad y permeabilidad durante la diagénesis temprana debido a la degradación de la materia orgánica allí existente (Gingras et al., 2004).

En las galerías de tipo Thalassinoides de la Fm. Calizas de Oriñón, calcita y dolomita coexisten, pero al no interferir los cristales no es posible establecer relaciones temporales entre ellos. La calcitización es el proceso principal ya que los rombos de dolomita y dedolomita son muy escasos. En la literatura los reemplazamientos reversibles calcita-sílice han sido explicados por cambios en el pH (Siever, 1962; Bustillo, 2010, entre otros), siendo en pH alcalinos cuando se disuelve el ópalo y precipita la calcita. Corlett & Jones (2012), señalan diferentes ambientes en excavaciones cementados por calcita o por dolomita. La calcita neoformada se produciría en condiciones suboxidantes y con poca materia orgánica marina, mientras que la dolomita se formaría en ambiente reductor. El paso de condiciones oxidantes a condiciones disaeróbicas dentro de las galerías se acompaña por la actividad de microorganismos fermentantes cuyos subproductos facilitan la dolomitización (Gingras et al., 2004). La formación puntual de dolomita tendría lugar en microambientes alcalinos, con procesos bacterianos y ambiente sulfato reductor, tal y como se aduce en la literatura general (Baldermann et al., 2015, entre otros) y todo ello asociado a la degradación de la materia orgánica. Los cambios químicos en el microambiente alrededor de la célula bacteriana y sus EPS, junto con la alta salinidad, tienen un papel esencial en la precipitación de dolomita, ya sea como soporte o como catalizador (Zhang et al., 2015, entre otros). Los óxidos de Fe son una constante dentro de Thalassinoides silicificados, y los cambios en el grado de oxidación del Fe, también influirían en el microambiente.

Huellas de alimentación, estructuras biogénicas sin discernir y perforaciones se encuentran preferentemente silicificadas en ciertas zonas del hardground (hg, Fig. 5), aunque las huellas de alimentación aparecen a lo largo de toda la columna, y las bioestructuras sin discernir también en los sedimentos superiores al hardground. En todos los casos se interpreta que la silicificación estaría fomentada por la presencia de materia orgánica.

Las más frecuentes son las estructuras biogénicas sin discernir formadas por costras silíceas centimétricas. Su morfología exterior reticulada podría recordar a las estructuras arrugadas que Dai et al. (2015) interpretan como tapices microbianos. Sin embargo, dado que estas costras presentan espesor centimétrico, tendría que observarse alguna estructura laminada en su interior, y ésta no aparece. Las características petrológicas de las costras, no revelan ningún componente silíceo claramente diferente a los componentes de la roca caja, por lo que no se puede interpretar su estructura como una estructura espicular de esponja silícea, a pesar de que las espículas silíceas son abundantes y acompañan a los aloquímicos carbonáticos tanto en la roca caja como en la costra silícea. La estructura interna de las costras, enraizándose en la roca carbonática, y su aspecto reticulado, podrían recordar a perforaciones en fragmentos biogénicos del hardground carbonático, tal y como exponen Taylor & Wilson (2003) y Bromley & Schönberg (2008). Estos últimos autores consideran que las perforaciones de esponjas pueden conservarse mejor que su estructura espicular. La perforación se rellenaría por el sedimento carbonático circundante que incorporaría también espículas silíceas. Posteriormente este relleno se silicificaría preferentemente debido a la presencia de la materia orgánica, que habría dejado la bioerosión.

Por otra parte, las costras silíceas remarcan morfologías que podrían recordar a galerías. Estas galerías habrían sido silicificadas solo en sus paredes y zonas circundantes por presentar allí mayor proporción de materia orgánica, quedando la mayoría del relleno carbonático de la galería sin silicificar.

En el hardground, además de las silicificaciones de las estructuras biogénicas sin discernir, aparecen diferentes perforaciones rellenas, también silicificadas. Su característica más específica es que están más intensamente silicificadas que el substrato que las rodea y en ellas existen piritas, hematites, magnetita y glauconita, que no aparece en el resto del hardground. Esta asociación mineral indicaría un ambiente local dentro del relleno de la perforación, consecuencia de su relleno por limos ricos en materia orgánica. La detección de C por EDX en la magnetita podría indicar que se trata de magnetita biogénica. En el relleno tendría lugar un ambiente sulfato reductor consecuencia de la degradación de la materia orgánica y la presencia de Fe (Dickson et al., 2008). Este ambiente local es el que facilitó la silicificación más intensa.