estratigrafia secuencial

Estratigrafía secuencial de sistemas deltaicos en cuencas de antepaís: ejemplos de Sant Llorenç del

Munt, Montserrat y Roda (Paleógeno: cuenca de antepaís surpirenaica)

Miguel López Blanco

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ESTRATIGRAFÍA SECUENCIAL DE SISTEMAS DELTAICOS

EN CUENCAS DE ANTEPAIS: EJEMPLOS DE SANT LLORENÇ

DEL MUNT, MONTSERRAT Y RODA (PALEOCENO, CUENCA DE ANTEPAIS

SURPIRENAICA)

Miguel LOPEZ BLANCO Junio de 1996

c lo3ccúc aooloooQoJo&jOQoóúola I

Q »¡TiÍiW«-iTiT¡MN.I..T.jriTiTir.r«--.IitiÍi1 Q .

Universitat de Barcelona Departament de Geologia Dinàmica, f

Geofísica i Paleontologia

tf IfOVERSITAT DE BARCELONA

. arument de Geologia Dinàmica, ., -onsica i Paleontologia

Facultat de Geologia Zona Universitària de Pedralbes

Tel. 40213 76 Fax 40213 40

08071 Barcelona

ESTRATIGRAFÍA SECUENCIAL DE SISTEMAS DELTAICOS EN CUENCAS DE ANTEPAIS: EJEMPLOS DE SANT LLORENÇ DEL MUNT, MONTSERRAT Y RODA (Paleógeno, cuenca de antepaís surpirenaica)

Memoria ralaizada por Miguel LÓPEZ BLANCO en el Departament de Geologia Dinàmica, Geofísica i Paleontologia de la Facultad de Geologia de la Universidad de Barcelona, dirigida por los doctores Mariano Marzo Carpió, del mencionado departamento y Luís Pomar Goma del Departament de Ciències de la Terra de la Universitat de les Ules Balears, para optar al grado de Doctor en Geología.

Barcelona, Junio de 1996

Los directores:

Mariano Marzo Carpió Luis Pomar Go

El doctorando, Miguel López Blanco

' <

AGRADECIMIENTOS

Esta tesis ha sido realizada al amparo de una beca de Formación del Profesorado Universitario del Ministerio de Educación y Ciencia (1992-1995) y una beca de Colaboración Docente en El Departament de Geologia Dinàmica, Geofísica i Paleontologia (1996).

Además de por estas becas, los estudios realizados fueron en parte subvencionados por:

•ELF-Aquitaine y la Comunidad Económica Europea: Proyecto JOUF 0034 (1989-1991).

•Servei Geològic de la Generalitat de Catalunya: Proyectos n" 1451 y 1369, de la Fundació Bosch i Gimpera de la Universitat de Barcelona (1991-1992).

•Dirección General de Investigación Científica y técnica: Proyectos n" PB91-0801 y n° PB91-0805 (1992-1995)

•Comunidad Económica Europea: Proyecto n° JOU-CT92-0110 (1993-1995).

Además de a las fuentes de financiación diversas, quiero dar las gracias a mis directores de tesis, Mariano Marzo Carpió, del Departament de Geologia Dinàmica, Geofísica i Paleontologia de la Facultad de Geologia de la Universidad de Barcelona y Luís Pomar Goma, del Departament de Ciències de la Terra de la Universitat de les Ules Balears, por acceder a dirigir esta tesis y... por todo lo agradecible que se suele agradecer en estos casos.

También quiero dar las gracias a los doctores Ronald Steel, del Departament of Geology, de la Universidad de Wyoming (E.E.U.U); Cai Puigdefàbregas i Tomás, investigador del Norsk-Hydro Research Center (Noruega); Francesc Calvet i Rovira, y Ramón Salas, del Departament de Geoquímica, Petrología i Prospecció Geològica, de la Universitat de Barcelona; Josep Serra i Kiel, Salvador Reguant i Serra, y Miquel Canals i Artigas, del Departament de Geologia Dinàmica, Geofísica i Paleontologia, de la Universitat de Barcelona, por haber accedido amablemente a formar parte del tribunal que juzgará esta tesis.

^î:sí^^sta_tîs_ajjjLPadre

No cuenten nada a nadie. En el momento en que uno cuenta cualquier cosa, empieza a echar de menos a todo el mundo. / . D. Saünger, "El guardien entre el centeno " (The catcher in the rye -194S-)

Letras en la arena, la mar serena.

La Buena Vida, "por ¡a mañana"

ESTRATIGRAHA SECUENCIAL DE SISTEMAS DELTAICOS EN CUENCAS DE ANTEPAIS: EJEMPLOS DE SANT LLORENÇ DEL MUNT, MONTSERRAT Y RODA (Paleógeno, cuenca de antepaís surpirenaica)

PARTE I

CAPITULO I: INTRODUCOON

DINTRODUCCION 1

Los modelos del grupo Exxon 3

Secuencias regresivo-transgresivas 8

Secuencias transgresivo-regresivas 10

2)0BJETIV0S 13

3)MET0D0L0GIA DE TRABAJO 14

4)PRESENTACI0N DE LA MEMORIA 16

PARTE II

CAPITULO II: SANT LLORENÇ DEL MUNT Y MONTSERRAT

DSITUACION GEOGRÁFICA ....17

2)ENCUADRE GEOLÓGICO 17

2.1)Tectónica regional 17

2.2)E1 margen SE de la cuenca del Ebro 22

2.2.1 )Estratigrafía regional del Paleógeno de Montserrat

y Sant Llorenç del Munt 23

l)Litoestratigrafía 23

2)Cronoestratigrafía 24

2.2.2)Tectónica del margen de la cuenca (Cadena Prelitoral) 27

l)Estructura del autóctono y parautóctono 28

2)Estructura del alóctono 32

3)Acortamiento 33

2.2.3 )Relaciones tectónica-sedimentación y

cronología de las estructuras 34

2.2.4)Historia de la subsidencia 37

2.3)Paleoclimatología de la zona durante el Paleógeno 38

3)ANALISIS DE FACIES " ^

3.1)Facies terrigenas ^^

3.1.1)Abanico aluvial 43 DAbanico aluvial proximal 44 2)Abamco aluvial distal-Llanura de abanico costero 45

3.1.2)Abanico costero 46 l)Llanura de abanico costero 46

, . 2)Frente deltaico-"Nearshore" 46

3)Talud deltaico-"Offshore" 48

3.2)Facies carbonáticas 49

3.2.1)Plataforma carbonática 49

l)Barra bioclástica. 50

2)Facies arrecifales 50

4)SECUENCIALIDAD 52

4.1)Introducción 52

4.2)Subdivisión estratigráfica 53

4.2. l)Estratigrafía del abanico costero 53

l)Secuencias fundamentales 53

2)Secuencias compuestas 61

3)Megasecuencias compuestas 67

4)Relación con areas vecinas 70

4.2.2)Estrati grafia del abanico aluvial 73 I)Facies 73

2)Secuencialidad 74 4.3)Discusión 7g

Megasecuencia compuesta 80

Secuencias compuestas 84

Secuencias fundaméntales 88 5)CONCLUSIONES ....7...... ..."..90 6)SUMMARY * ç3

CAPITULO III: LA ARENISCA DE RODA

DSITUACION GEOGRAGICA 97

2)ENCUADRE GEOLÓGICO 97

2.1)Los Pirineos 97

2.1.1)La unidad suqiirenaica central 101

2.1.2)Desarrollo de la cuenca de antepaís 105

3)ESTRATIGRAFIA 110

3.1)Marco estratigráfico 110

3.2)Cronoestratigrafía 117

4)ANALISIS DE FACIES 119

4.1)Facies aluviales y de llanura deltaica 120

4.2)Facies lagunares o de bahía 123

4.3)Facies de frente deltaico-"Nearshore" 125

4.3.1)Facies de frente deltaico progradante 125

l)Frente delta¡co"tipo Codoñeras" 126

2)Frente deltaico "tipo Roda" 128

4.3.2)Facies de abandono de frente deltaico 131

4.4)Barras submareales-"Sandwaves" 132

4.5)Prodelta-"Offshore" 133

4.6)Plataforma carbonática 133

5)SECUENCIALIDAD 134

5.1)Introducción 134

5.2)Secuencias fundamentales 138

5.2.1)Secuencias fundamentales "tipo Codoñeras" 139

5,2.2)Secuencias fundamentales "tipo X" 139

5.2.3)Secuencias fundamentales "tipo Y" 149

5.2.4)Secuencias fundamentales "tipo Z" 152

5.3)Secuencias compuestas 152

5.4)Megasecuencias compuestas 156

5.5)Discusión 157

6)RELACI0NES ENTRE LA SEDIMENTAQON Y

LA ACTIVIDAD TECTÓNICA 160

6.1)Estructura local 160

6.2)Influencia de la tectónica en la sedimentación de la Arenisca de Roda 161 7)C0NCLUSI0NES 176

8)SUMMARY 176

PARTE III

CAPITULO IV: DISCUSIÓN

DVALIDEZ DE LA ESTRATIGRAFÍA SECUENCIAL COMO

MÉTODO DE CORRELACIÓN 183

2)C0NSIDERACI0NES METODOLÓGICAS GENERALES

SOBRE LA ESTRATIGRAHA SECUENCIAL 184

3)DISCRIMINACI0N DE LOS FACTORES DE CONTROL 187

4)L0S DIFERENTES MODELOS DE ESTRATIGRAHA SECUENCIAL:

VENTAJAS E INCONVENIENTES 190

4.1)Ventajas de la utilización de cada uno de los diferentes modelos 190

4.1.1)Ventajas de la utilización del modelo del grupo Exxon 190

4.1.2)Ventajas de la utilización del modelo

de las secuencias estratigráficas genéticas 190

4.1.3)Ventajas de la utilización de los modelos de

secuencias transgresivo-regresivas 191

4.2)Inconvenientes de la utilización de cada uno de los diferentes modelos 193

4.2.1)Problemática y dificultades generales del análisis secuencial 193

4.2.2)Inconvenientes de la utilización de los modelos

del grupo de Exxon 198

4.2.3)Problemática de la utilización de los modelos de

secuencias estratigráficas genéticas 205

4.2.4)Problemática de la utilización de los modelos de

secuencias transgresivo-regresivas 208

5)C0NSIDERACI0NES FINALES 211

6)C0NCLUSI0NES 213

7)SUMMARY 218

BIBLIOGRAFIA 223

PARTE I

CAPITULO I:

INTRODUCCIÓN

1) Introducción.

1 INTRODUCCIÓN

La estratigrafía secuencial es una metodología útil para la subdivisión de sucesiones estratigráficas en una serie de litosomas tridimensionales formados por litofacies genéticamente relacionadas y limitadas por superficies estratigráficas de discontinuidad.

En este sentido, las unidades diferenciadas en base a estudios de estratigrafía secuencial son, en parte, similares a las Unidades Aloestratígráficas (cuerpos de rocas sedimentarias cartografiable definidos e identificados en base a las discontinuidades que las limitan; NACSN, 1983) y a las "Unconformity Bounded Units", limitadas por discontinuidades (Hedberg Ed., 1976).

La subdivisión de sucesiones sedimentarias mediante la aplicación de la metodología de la estratigrafía secuencial es una aproximación, en muchos casos, más útil que la subdivisión litoestratigráfica. Las subdivisiones basadas en dicha metodología tiene un mayor significado cronoestratigráfico que la aproximación litoestratigráfica, ya que las superficies limitantes, sin ser necesariamente totalmente isócronas, son por lo general, mucho menos diácronas que las superficies de cambios de litofacies.

La estratigrafía secuencial supone un refinamiento respecto a aproximaciones de tipo puramente aloestratigráfico, porque el establecimiento de las primeras incorpora, además del reconocimiento y trazado de las superficies limitantes, la necesidad de un análisis sedimentológico (interpretación de ambientes sedimentarios) que permite establecer cuales son las relaciones genéticas entre las litofacies.

Teóricamente, la correcta interpretación del significado de las diferentes secuencias implica conocer una serie de factores, como son los controles tectónicos y climáticos del aporte sedimentario, la historia de la subsidencia de la cuenca y de las variaciones eustáticas, así como disponer de un entramado cronoestratigráfico lo suficientemente preciso, de forma que permita la evaluación de las tasas de variación del nivel relativo del mar y del aporte sedimentario.

La utilidad de la estratigrafía secuencial se basa en su aplicación a la exploración y explotación de recursos naturales, a dos escalas:

-análisis de la subdivisión del relleno de cuencas sedimentarias para la predicción de posibles trampas estratigráficas, y

CAPITULO I: INTRODUCCIÓN

- análisis de la organización (grado de heterogeneidad interna) de rocas almacén.

Los primeros trabajos de estratigrafía secuencial moderna se basan en estudios de estratigrafía sísmica, publicados en la Memoria n° 26 de la AAPG (Payton, 1977), en la que se incluyen los trabajos de Mitchum, 1977 y Vail et al.,. 1977. En éstos se desarrolla ima metodología de trabajo y una terminología que se aplica principalmente al estudio de líneas sísmicas en las que la subdivisión secuencial se refleja en secuencias o ciclos de gran escala (1er, 2°, y 3er orden).

Posteriormente, la aplicación de esta metodología y terminología a los afloramientos rocosos ha conllevado un cierto refinamiento de esta metodología, dando lugar a la distinción de secuencias de mayor orden, precisión de las características sedimentológicas de las diferentes partes (cortejos, unidades, hemiciclos, "systems tacts", "sequence sets"..) y de los diferentes tipos de superficies clave y superficies limitantes de las diferentes secuencias. El trabajo de campo también ha puesto en duda algunas de las ideas o doctrinas originales de la metodología propuesta en Payton (1977).

Contrariamente a lo que se piensa, no existe un único modelo de subdivisión secuencial, a pesar de que el concepto de estratigrafía secuencial tiende a hacerse sinónimo de la metodología particular empleada por el grupo Exxon (Payton, 1977; Vail et ai.,1977; Jervey, 1988; Posamentíer et ai.,1988; Posamentier y Vail, 1988; Van Wagoner ef al., 1990; Mitchum y Van Wagoner, 1991; Vail et ai.,1991 y Haq, 1991 entre otros). Así, además de la metodología empleada por este grupo se puede citar la existencia de otras, como por ejemplo: la estratigrafía genética de Galloway (1989 a y b) (basada en el trabajo de Frazier, 1974) o las secuencias Transgresivo-regresivas desarrolladas por Embry (1993).

Casi todas estos modelos de subdivisión secuencial reconocen la necesidad de ajustar dichos modelos, generalmente definidos para y aplicados en margenes pasivos, asumiendo condiciones de aporte sedimentario y subsidencia prácticamente constantes, para regiones tectónicamente activas, como son las cuencas de antepaís, donde ni la subsidencia ni el aporte sedimentario son constantes.

Existen dos grupos de modelos: unos más basados en la interpretación y otros basados en la descripción. Los modelos más interpretativos son los del grupo Exxon, mientras que los más "descriptivos" son los propugnados por

1) Introducción.

Galloway (1989a), Embry y Johannessen (1992), Heiland-Hansen y Martinsen (en prensa) o López Blanco (1993).

En la figura I.l se muestra la relación existente entre los diferentes tipos de secuencias deposicionales y parasecuencias del grupo Exxon, las secuencias estratigráficas genéticas de Galloway (1989a), secuencias transgresivo-regresivas de Embry (1993), las secuencias definidas en este trabajo y las diferentes eventos y superficies generadas durante ciclos de subida y bajada relativa del nivel del mar.

LOS MODELOS DEL GRUPO EXXON (Secuencias Deposicionales) La teoría de la estratigrafía secuencial del grupo Exxon se basa

principalmente en los trabajos de Mitchum et al. (1977), Vail et al. (1977), Vail (1987), Van Wagoner et al. (1987), Posamentier y Vail (1988), Jervey (1988), Posamentier et al. (1988) y Mitchum y Van Wagoner (1991), Vail et al. (1991), Haq(1991).

Las unidades principales son las secuencias deposicionales (figura 1.2), de las que existen dos tipos principales (I y II) útiles para diferentes circunstancias o contextos (ver figura 1.1). Las secuencias deposicionales fueron definidas como sucesiones relativamente conformes de estratos genéticamente ligados, limitados por discordancias o sus correlativas conformidades (Mitchvun et al., 1977).

La ciclicidad registrada por una secuencia deposicional está supuestamente relacionada con cambios relativos del nivel del mar (o nivel de base). Se han diferenciado dos tipos diferentes de secuencias deposicionales en base a los tipos de superficies que las pueden limitar. Estas superficies estarían generadas durante diferentes momentos o períodos dentro de una bajada relativa del nivel de base. Según los citados autores, los límites de secuencia de tipo 1 y tipo 11 se forman durante las caídas del nivel del mar (figuras 1,1 y 1.2).

Los límites de secuencias de tipo I se generan durante períodos de exposición del borde de la plataforma (Jervey,1988 y Posamentier et al„ 1988), cuando el nivel del mar cae por debajo de la ruptura de la línea de costa deposicional ("depositional shoreUne break") o ruptura de "offlap" (Vail et al., 1991).

Los límites de secuencia de tipo II se producen cuando el nivel del mar no baja lo suficiente como para caer bajo la ruptura de la línea de costa deposicional ("depositional shoreline break") o ruptura de "offlap" y se generan al principio de la subida del nivel de base (Jervey, 1988 y Posamentier et al., 1988).


Las secuencias deposicionales están constituidas por parasecuencias (subdivisiones de menor rango observables dentro de una secuencia deposicional), que son sucesiones relativamente conformes de capas genéticamente relacionadas que dan lugar a secuencias somerizantes, limitadas por superficies de inundación marinas o sus superficies correlativas (Van Wagoner et al., 1987). Las parasecuencias son las unidades fundamentales a partir de cuyo apilamiento se "construyen" las secuencias deposicionales.

Las secuencias se subdividen en cortejos sedimentarios ("systems tracts"), que son conjuntos de sistemas deposicionales contemporáneos (Brown y Fisher, 1977) formados durante los diferentes transectos de \m ciclo de variación del nivel de base, y definidos por su situación dentro de la secuencia y por el tipo de apilamiento de sus parasecuencias y conjimtos de parasecuencias (figura 1.2).

El cortejo de nivel del mar bajo ("lowstand systems tract"; Vail, 1987) es un conjunto de sedimentos depositados sobre una discontinuidad de tipo I, durante una fase de nivel relativo del mar bajo (caida del nivel e inicio del ascenso).

El cortejo de borde de plataforma ("shelf margin systems tract"; Vail, 1987) es el conjunto de sistemas deposicionales acumulados sobre la plataforma continental externa y el talud por encima de ima discontinuidad de tipo II. Son cuerpos regresivos sigmoidales que muestran un aumento progresivo en el espesor de los "topsets".

El cortejo transgresivo ("transgressive systems tract"; Vail, 1987) es el conjunto retrogradacional de parasecuencias desarrolladas durante el ascenso relativo del nivel del mar. Se sitúa sobre la superficie transgresiva y bajo la superficie de máxima inundación.

El cortejo de nivel del mar alto ("highstand systems tract"; Vail, 1987) es el generado entre un ascenso y xm descenso relativo del nivel del mar. Su base es una superficie de máxima inundación y se caracterizan por presentar dispositivos progradantes.

Figura 1.1) Relación entre diferentes momentos dentro de los ciclos de variación relativa del nivel del mar, las superficies que se generan y las diferentes propuestas de subdivisión estratigráfica

secuencial (modificado de Embry, 1994). Relations among the different moments or stages of the cycles of relative sea level change, the generated surfaces and the different sequence stratigraphic models (modified after Embry, 1994).

1) Introducción.

5

II :§l

I 11

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i •3-5 .S-s •«•? - ä ^

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I— l O ^ C O C M i — l O ^ C O C M i —


Cada cortejo se interpreta como generado y depositado durante una fase especifica o porción de un ciclo completo de bajada-subida eustática del nivel del mar (Vail, 1987; Mitchimi y Van Wagoner, 1991). Así, los sistemas turbidíticos del cortejo de nivel del mar bajo se depositarían durante la bajada rápida y el inicio del ascenso; el cortejo progradante en cuña ("lowstand wedge"), durante la parte final de la caida e unicio del ascenso; el cortejo transgresivo durante el ascenso rápido y el cortejo de nivel del mar alto, durante la última parte del ascenso eustático, la inflexión (o momento de estabilidad) y el inicio de una caida eustática (figuras I.l y 1.2).

A lo largo del tiempo, la definición de las secuencias deposicionales de tipo I han sufrido modificaciones, adecuándolas a casos en los que durante la caida del nivel de base la deposición tiene lugar en la zona costera o en la plataforma, dando lugar a regresiones forzadas (Posamentier ef al., 1992a y b; Hunt y Tucker, 1992). Este tipo de secuencias son denominadas "de tipo III" por Embry (1994a).

Posamentier et al. (1992b) definen las regresiones forzadas ("forced regressions") como la traslación de facies hacia el mar y regresión de la línea de costa en respuesta a im descenso del nivel relativo del mar, independientemente de las variaciones de flujo sedimentario. Los depósitos formados durante una regresión forzada costituyen el "early lowstand systems tract" o cortejo de nivel bajo inicial (figuras I.l y 1.3). Estos depósitos se sitúan sobre una superficie de discordancia que marca un desplazamiento brusco de las facies someras. Esta superficie es considerada por Posamentier et al. (1992b) como límite de secuencia de tipo I. Los depósitos de éste cortejo quedan limitados a techo por la superficie transgresiva de erosión costera.

Jervey (1993) define dos partes en el cortejo de nivel del mar bajo, "lov^tand 1" y "lowstand 2" (figuras I.l y 1.3). El "lowstand 1" se corresponde con el prisma de depósitos de regresión forzada. Es coincidente en el tiempo con la formación de una discontinuidad de tipo I y se sitúa sobre esta discontinuidad y bajo una de tipo II. El "lowstand 2" se deposita durante el inicio de la consiguiente subida del nivel del mar relativo.

Figura 1.2) Esquema ideal de las secuencias deposicionales del grupo Exxon. Ideal depositional sequences of the Exxon group.

1) Introducción.

A) IN DEPTH

CORRELATIVE CONFORMITY (SEQUENCE BOUNDARY)

Bl IN GEOLOGIC TIME

CORTEJO DE BAJO NIVEL DEL MAR (LST)

Abanico profundo de nivel bajo (bf)

Abanico de talud de nivel bajo (sf)

Complejo progradante en cuña de nivel

bajo bajo (Isw)

CORTEJO TRANSGRESIVO (TST)

CORTEJO DE NIVEL DEL MAR ALTO (HST)

CORTEJO DE BORDE DE PLATAFORMA (SMST)

TIME

CORRELATIVE CONFORMITY (SEQUENCE BOUNDARY)

EUSTACY

TECTONIC SUBSIDENCE

LST TST HST SMST

(SB) LIMITE DE SECUENCIA SEI " " " de t i p o 1 SB2 " " " de tipo 2 (DLS) SUPERFICIE DE DOWNLAP (mfs) Superfície de máxima inundación (tbfs) " " techo de abanico profundo de nivel bajo (tsfs) " " " " " de talud " " " (TS) SUPERFICIE TRANSGRESIVA (ivf) Valle incidido (fe) canales de abanico (fl) lóbulos de abanico

RELATIVE CHANGE OF SEA LEVEL


Figura 1.3) Secuencias con regresiones forzadas, a) Aspecto en el campo, b) Corte con la escala vertical exagerada, marcando facies, líneas tiempo y discontinuidades, c) Corte con la escala vertical exagerada en el que se diferencian las superficies clave y los cortejos de diferentes autores, d) Gráfico espacio/tiempo en el que se contrastas los modelos propuestos por diferentes autores (TST=cortejo transgresivo, T=transgresivo, CON=componentes de "onlap", LST=cortejo de nivel bajo, LPWST=cortejo de cuña progradante de nivel bajo, R=regresivo, COF=componentes de "offlap", ELST=cortejo de nivel bajo temprano, FRWST=cortejo de cuña de regresión forzada, HST=cortejo de nivel alto).

Sequences with forced regression, a) Field view, b) Vertically exagerated cross-section showing facies, time lines and unconformities, c) Vertically exagerated cross-section with key surfaces and systems tracts of the different authors, d) Space/time graph and its relation with the different models (TST=transgressive systems tract, T-transgressive, CON=onlap components, LST=lowstand systems tract, LPWST=lowstand prograding wedge systems tract, R=regressive, COF=offlap components, ELST=early lowstand systems tract, FRWST=forced regression wedge systems tract, HST=highstand systems tract).

Según Vail et al. (1984), Vail (1987) y Van Wagoner et al. (1987) entre otros, las secuencias deposicionales y sus componentes se interpretan como formadas en respuesta a la interacción entre las tasas de eustatismo, subsidencia y aporte sedimentario. Sin embargo, en los modelos propuestos ligan los limites secuenciales a una única causa, como una caida eustática del nivel del mar, ya que asumen tasas constantes de subsidencia y aporte sedimentario.

Posamentier y Vail (1988) incluyen factores locales tales como el aporte sedimentario, la fisiografía de la cueca o la tectónica, como elementos a tener en cuenta a la hora de aplicar los conceptos de la estratigrafía secuencial a zonas concretas.

Posamentier y James (1993) indican que la estratigrafía secuencial hay que tomarla como una herramienta y no como ima "plantilla" o esquema rigido, indicando en dicho trabajo que no hay que forzar las observaciones para que encajen en el modelo, sino al revés, modificar el modelo según el caso.

SECUENCIAS REGRESIVO-TRANSGRESIVAS (Secuencias Estratigráficas Genéticas)

Galloway (1989a y b), basándose en las ideas de Frazier (1974), desarrolla la teoría de la estratigrafía genética ("genetic stratigraphy"), subdividiendo las sucesiones sedimentarias en secuencias estrat igráf icas genéticas ("genetic stratigraphic sequences"). Este tipo de secuencias son acumulaciones sedimentarias que registran un episodio significante de construcción ("outbuilding") y relleno sedimentario, limitadas por episodios de inundación del margen de la cuenca. De esta manera las secuencias estratigráficas genéticas están limitadas por superficies de máxima inundación que registran el hiato deposicional que se produce sobre la mayor parte de la plataforma transgredida y el talud adyacente durante una inundación marina (Galloway,

8

1) Introducción.

ÉÍIÍ!í!;!'!i!ii:iiiÍ=li|:!:ii!ihüiüiMg^

a.

aluvial costero

discontinuidad de tipo I (Posamentier et al. 1992:Jervey, 1993)

I superficie basal de regresión forzada cortejo transgresivo i (Hunt y Tucker. 1992)

límite de secuencia j {Hum y Tucker. 1992) '

discontinuidad de tipo III {Jersey. 1993) j

límite de secuencia transgresivo-regesiva

I (Embrv v Johannessen. 1992: López Blanco. ¡991)

cortejo de nivel bajo temprano (Posamentier et ai. 1992)

cortejo de cuña de regresión forzada (Hunt y Tucker. 1992)

"lowStand 1" (Jervey. 1993)

cortejo de cuña progradante de nivel bajo

(Hum y Tucker. 1992)

"lowStand 2 " (Jervey. 1993)

Jí>

/ ^ . / ^

ESPACIO Fig. 1.3


1989a). Este tipo de secuencias se subdividen en componentes de "offlap" y componentes de "onlap".

Los componentes de "offlap", según Galloway (1989a), están constituidos por:

•unas facies fluviales y de bahía-lagoon que reflejan la agradación de la llanura costera;

•unos depósitos costeros progradacionales •un talud agradacional-progradacional.

Los componentes de "onlap" (o transgresivos) están representados por:

•unas facies costeras y de plataforma retrabajadas durante y poco después del retroceso de la línea de costa;

•un "delantal" de facies resedimeñtadas al pie del talud. Las superficies limitantes de las secuencias estratigráficas genéticas son

superficies de máxima inundación que registran el hiato existente por "la no llegada" de aportes clásticos, ni a la plataforma ni al talud.

Helland-Hansen y Gjelberg (1994) y Helland-Hansen y Martinsen (en prensa) desarrollan una subdivisión del relleno de cuenca basada en los modelos de migración de la línea de costa descritos en términos de trayectorias de la línea de costa (trayectoria de la línea de costa visualizada en un corte paralelo a la pendiente deposicional). Estos autores consideran las superficies de máxima transgresión como las más útiles para la distinción de ciclos. Sin embargo, consideran también útiles las superficies de máxima regresión y de abarrancamiento ("ravinement") para la delineación de ciclos, si esta última se funde con, o erosiona, la discontinuidad subaerea.

SECUENCIAS TRANSGRESIVO-REGRESIVAS

La utilización de ciclos y secuencias de tipo transgresivo regresivo fué inicialmente desarrollada por Johnson et al. (1985), y posteriormente por Embry y Johannessen (1992), Embry (1993), Embry (1994a), y por López Blanco (1991), López Blanco (1993), López Blanco et al. (1994) y López Blanco y Pina (1995).

Johnson ef al. (1985) define los ciclos T-R como rocas sedimentarias depositadas durante el tiempo entre el inicio de un evento profundizante y el inicio del próximo evento profundizante de similar escala. Los ciclos T-R de Johnson et al. (1985) son atribuidos a un origen eustático debido a su gran continuidad lateral y sincroneidad, lo que implica im origen independiente a las variaciones de subsidencia locales.

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1) Introducción.

Embry y Johannessen (1992), en base a sus trabajos en el Triásico y Jurásico inferior del Ártico canadiense, definen las secuencias T-R (transgresivo-regresivas), como aquellas limitadas por discontinuidades subaereas ("subaerial unconformities") asociadas a una "exposición" subaerea y a una superficie regresiva de erosión, formada durante una bajada relativa del nivel del mar (igual que los límites de secuencia adoptados por el grupo Exxon), y que son relevadas hacia la cuenca por superficies transgresivas (que marcan el paso de regresión a transgresión) desarrolladas al inicio del movimiento de la línea de costa hacia tierra (transgresión). Las superficies transgresivas son litológicamente claras, muestran una diacroneidad mínima, se funden con la porción discontinua de los límites de secuencia y son fácil y objetivamente trazables en las zonas transicionales y marinas del sistema.

Estas secuencias T-R contienen una superficie de máxima inundación que sirve para dividir estas secuencias T-R en un cortejo transgresivo ("transgressive systems tract") idéntico al de Posamentier et al. (1988) y un cortejo regresivo que comprendería los de nivel alto y bajo. Embry (1993) establece una jerarquía de cinco órdenes de secuencias T-R considerando la naturaleza de los límites de cada secuencia:

• la extensión de la discontinuidad subaerea, • la extensión del límite de secuencia en la cuenca, • el diferente grado de deformación sobre y bajo el límite de

secuencia, • la magnitud del episodio de profimdización representado por los

depósitos transgresivos existentes sobre el límite de secuencia, • el grado de cambio en el régimen sedimentario y en el estilo de

subsidencia sobre y bajo el límite de secuencia.

A partir de los trabajos de campo ralizados en una sección de la zona de Sant Llorenç del Munt, López Blanco (1991), define dos tipos de secuencias de diferentes escalas, generalmente limitadas por superficies transgresivas o de máxima regresión (y sus equivalentes laterales). Las de menor escala se denominan "secuencias fundamentales" constituidas generalmente por un tramo transgresivo basal (equivalente al "TST" del grupo Exxon) seguido por un tramo regresivo (equivalente al "HST y en parte al "LST" del grupo Exxon). En contadas ocasiones se hallan depósitos claramente asimilables a un cortejo de nivel bajo, situándose originalmente el límite de secuencia bajo éstos (cuando se hallan). Posteriormente (López Blanco etaJ., 1994) optan por la inclusión de los depósitos de nivel bajo dentro del tramo regresivo. Estas secuencias fundamentales son los "fundamental building blocks", equivalentes, en parte, a

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las parasecuencias del grupo Exxon. El segundo tipo de secuencias son las "secuencias compuestas" (López Blanco, 1991), secuencias transgresivo-regresivas definidas a partir del apilamiento de las secuencias fiídamentales. Las secuencias compuestas están formadas también por una parte transgresiva ("unidad transgresiva") y una parte regresiva ("unidad regresiva") separadas por una superficie de máxima inundación. Tras el estudio del apilamiento de las secuencias compuestas, se definen las "megasecuencias compuestas" (López Blanco y Pina, 1995), también de tipo transgresivo -regresivo y constituidas por una "megaunidad transgresiva" y una "megaunidad regresiva".

El estudio de campo de afloramientos deltaicos presenta un gran interés para la contrastación de las ventajas y desventajas de las diversas metodologías, por dos motivos:

1) Los sistemas deltaicos son sistemas costeros, por lo que las fades que los constituyen están muy influenciadas por las posibles variaciones del nivel de base (factor fundamental para la generación de secuencias de cualquier tipo). Así, los depósitos deltaicos, sobre todo las facies de la franja costera, serán unos excelentes marcadores de cambios del nivel de base.

2) La ventaja de los sistemas deltaicos fósiles con respecto a los actuales es' que en los primeros podemos "tocar" los depósitos y observar en una sección, es decir a través del tiempo, la evolución del sistema. En los actuales tenemos una visión en superficie, podemos medir algunos de los parámetros de control, pero para analizar su evolución necesitamos de métodos "indirectos" como la sísmica, sondeos, etc..

El estudio de estos sistemas deltaicos, en afloramientos de calidad, aplicando técnicas de análisis secuencial es útil en tanto que se pueden crear o afinar modelos ya existentes (sedimentarios, estratigráficos o secuenciales) y aplicarlos a escala de rocas almacén.

Mediante la estratigrafía secuencial se pueden llegar a estimar, con mayor o menor precisión, la localización más favorable de rocas susceptibles de constituir reservorios de hidrocarburos u otros fluidos, así como la geometría, volumen y grado de heterogeneidad interna de dichos reservorios.

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2) Objetivos.

2)OBJETIVOS

Dentro de la problemática general mencionada en los párrafos precedentes, el presente trabajo se ha planteado los sigviientes objetivos:

1) estudiar afloramientos de sucesiones deltaicas que, por su calidad, puedan servir de referencia a estudios de subsuelo, desarrollando la metodología de análisis secuencial más adecuada para la subdivisión de rocas almacén deltaicas.

2) analizar y contrastar los "pros" y "contras" de las diferentes metodologías de análisis secuencial al aplicar estas a contextos tectónicamente activos, tales como las cuencas de antepaís.

3) proponer líneas y pasos futuros a desarrollar en el campo de la investigación de la estratigrafía secuencial.

Para el desarrollo de este proyecto de investigación se han escogido tres zonas de trabajo principales, de gran caUdad en cuanto a la extensión areal y continuidad de los afloramientos. Los ejemplos estudiados son:

-el complejo de Sant Llorenç del Munt (dentro del que también se ha englobado el complejo adyacente de Montserrat) de edad Eoceno medio-superior y localizado en el margen SE de la cuenca del Ebro (NE de España).

-el complejo de la Arenisca de Roda, de edad Eoceno inferior, localizado en el margen N de la cuenca de Graus-Tremp (NE de España).

-la cuña arenosa denominada "Panther Tongue", perteneciente a la formación "Star Point" del Cretácico superior del "Western Interior Basin" (Wasatch Plateau y Bookcliffs, Utah, EEUU).

Los ejemplos estudiados se localizan en contextos tectónicamente activos, por lo que, a parte del eustatismo, existirá un importante control sobre la arquitectura deposicional ejercido por la subsidencia y las variaciones en el volvunen de aportes.

Los sistemas estudiados afloran en extensiones considerables, de modo que se puede controlar la evolución de los sistemas deltaicos y la continuidad de las secuencias de depósito, tanto en secciones paralelas como perpendiculares al borde de la cuenca. Esta continuidad de los afloramientos también ha permitido correlacionar las subdivisiones estratigráficas efectuadas en los medios deltaicos con depósitos profundos de talud deltaico y con facies proximales subaereás de origen aluvial.

El hecho de estudiar sistemas diferentes, tanto en edad como en el tipo de area fuente, régimen de actividad tectónica sinsedimentaria, dinámica Htoral,

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etc... permite diferenciar aquellas características arquitecturales más generales o comimes a los sistemas deltaicos, de las que quedan exclusivamente ligadas a las condiciones locales de cada sistema en particular o a un determinado período de tiempo.

3 )METODOLOGIA DE TRABAJO

El trabajo realizado durante el desarrollo de esta tesis doctoral consta de dos grandes partes: el trabajo de campo y el de gabinete.

El trabajo de campo se ha basado principalmente en las metodologías clásicas, es decir; cartografía geológica, realización de cortes geológicos, levantamiento de columnas estratigráficas y correlación de las mismas.

En la zona de Sant Llorenç del Munt-Monserrat, el trabajo de campo se basa en una cartografía geológica realizada a escala 1:10.000 (con algunas zonas de detalle a 1:5.000), que abarca cerca de 250 km^. También se han reaUzado 29 columnas estratigráficas que abarcan desde depósitos aluviales proximales hasta marinos de talud de abanico costero. Estas series, que posteriormente se han correlacionado entre si, se han concentrado principalmente en las secuencias de Sant Vicenç y Vilomara.

A partir de los mapas geológicos y los paneles de correlación se ha realizado un corte geológico, (detallando las facies sedimentarias) del sector occidental del sistema de Sant Llorenç del Munt (Serra de l'Obac-Pont de Vilomara) (Anexo I). Este corte se complementa con otros tres cortes geológicos del margen de cuenca, en los que se detalla la estructura de la Cadena Prelitoral.

Como datos de apoyo, de cara a la interpretación de las columnas estratigráficas con predominio de facies aluviales, se ha analizado el porcentaje de cantos, distinguiendo los derivados de la cobertera mesozoica de los derivados del zócalo paleozoico.

También se han relizado contajes en la montaña de Sant Llorenç del Munt (Matadepera-Sant Llorenç, por el "Camí dels Monjos") y a lo largo de la carretera del río RipoU (kms 10 al 23).

También se ha llevado a cabo un muestreo de cara al estudio palinológico y de arcillas de las secuencias de Sant Vicenç y Vilomara en el corte de la riera de la Santa Creu.

En este trabajo de campo han colaborado en diferente medida Jordi Pina Iglesias, Mariano Marzo, Ivana Salueña Pérez, Pere Busquets Buezo y Juan Peña Gómez.

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3) Metodología de trabajo.

En la Arenisca de Roda la cartografía se ha realizado a escalas variadas, siempre por encima de 1:25.000. En esta cartografía, a parte de las litofacies, también se héin diferenciado las unidades estratigráficas y las estucturas tectónicas que afectan la serie.

El trabajo de campo de esta zona se basa en cerca de 50 columnas estratigráficas principales que sumadas a las accesorias totalizan cerca de un centenar. La correlación de estas columnas estratigráficas se ha realizado en el campo, siguiendo superficies principales y delimitando litosomas de facies similares.

Simultáneamente a la realización de las correlaciones también se han tomado medidas de paleocorrientes (aproximadamente un millar) en toda la extensión de la Arenisca de Roda.

En este trabajo de campo han colaborado Teresa Santaeulària Solans, Annick Chassard, Phillippe CruymeroUe y Mariano Marzo.

En la "Panther Tongue" se han realizado mapas de situación a escala 1:66.000. Una veintena de columnas estratigráficas y su correlación. Paralelamente, en 12 de estas columnas se ha medido la radioactividad natural de las litofacies con un contador de rayos gamma.

En parte de este trabajo de campo han colaborado Janok Battacharya, Julie Kupecz, Karen Loomis y Bill Morris.

El trabajo de gabinete se ha realizado durante y con posterioridad al trabajo de campo. Éste ha consistido principalmente en tareas como: 1) el estudio de bibliografía sobre estratigrafía secuencial, sedimentología y geología de las zonas estudiada; 2) fotointerpretación (tanto de foto area como de fotos tomadas en el campo); 3) dibujo de columnas estratigráficas y realización de paneles de correlación temáticos (litológicos, secuenciales, granulométricos); 4) realización de mapas temáticos (litológicos, estructurales, de isopacas, de paleocorrientes, paleoambientales, de secuencias, paleobiológicos, paleogeográficos...); 5) realización de cortes a partir de las series estratigráficas, paneles de correlación y mapas; 6) análisis de los datos disponibles y elaboración de diagramas de subsidencia; 7) intentos de aplicación de diversos programas de modelización de reUeno de cuencas, y finalmente; 8) la redacción de esta tesis doctoral.

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4 )PRESENTACION DE ESTA MEMORIA

La presente memoria consta de tres partes principales:

•PARTE I: donde se explican los objetivos y la metodología de trabajo realizada.

• PARTE II: donde se presenta la geología regional, el análisis sedimentario y el análisis secuencia! de los dos ejemplos de campo estudiados más a fondo (Sant Llorenç del Munt y Roda).

•PARTE III: donde se discuten y contrastan los diferentes modelos de subdivisión secuencia! propuestos por las diferentes escuelas y finalmente se exponen las principales conclusiones alcanzadas en este trabajo.

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3) Metodología de trabajo.

En la Arenisca de Roda la cartografía se ha realizado a escalas variadas, siempre por encima de 1:25.000. En esta cartografía, a parte de las litofacies, también se han diferenciado las unidades estratigráficas y las estucturas tectónicas que afectan la serie.

El trabajo de campo de esta zona se basa en cerca de 50 columnas estratigráficas principales que sumadas a las accesorias totalizan cerca de un centenar. La correlación de estas columnas estratigráficas se ha realizado en el campo, siguiendo superficies principales y delimitando litosomas de facies similares.

Simultáneamente a la realización de las correlaciones también se han tomado medidas de paleocorrientes (aproximadamente un millar) en toda la extensión de la Arenisca de Roda.

En este trabajo de campo han colaborado Teresa Santaeulària Solans, Annick Chassard, Phillippe CruymeroUe y Mariano Marzo.

En la "Panther Tongue" se han realizado mapas de situación a escala 1:66.000. Una veintena de columnas estratigráficas y su correlación. Paralelamente, en 12 de estas columnas se ha medido la radioactividad natural de las litofacies con im contador de rayos gamma.

En parte de este trabajo de campo han colaborado Janok Battacharya, Julie Kupecz, Karen Loomis y Bill Morris.

El trabajo de gabinete se ha realizado durante y con posterioridad al trabajo de campo. Éste ha consistido principalmente en tareas como: 1) el estudio de bibliografía sobre estratigrafía secuencial, sedimentología y geología de las zonas estudiada; 2) fotointerpretación (tanto de foto area como de fotos tomadas en el campo); 3) dibujo de columnas estratigráficas y realización de paneles de correlación temáticos (litológicos, secuenciales, granulométricos); 4) realización de mapas temáticos (litológicos, estructurales, de isopacas, de paleocorrientes, paleoambientales, de secuencias, paleobiológicos, paleogeográficos...); 5) realización de cortes a partir de las series estratigráficas, paneles de correlación y mapas; 6) análisis de los datos disponibles y elaboración de diagramas de subsidencia; 7) intentos de aplicación de diversos programas de modelización de relleno de cuencas, y finalmente; 8) la redacción de esta tesis doctoral.

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4 )PRESENTACIÓN DE ESTA MEMORIA

La presente memoria consta de tres partes principales:

•PARTE I: donde se explican los objetivos y la metodología de trabajo realizada.

•PARTE II: donde se presenta la geología regional, el análisis sedimentario y el análisis secuencial de los dos ejemplos de campo estudiados más a fondo (Sant Llorenç del Mimt y Roda).

•PARTE III: donde se discuten y contrastan los diferentes modelos de subdivisión secuencial propuestos por las diferentes escuelas y finalmente se exponen las principales conclusiones alcanzadas en este trabajo.

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Tel. 40213 76 Fax 40213 40

08071 Barcelona




Los directores:



PARTE II

CAPITULO II:

SANT LLORENÇ DEL MUNT Y

MONTSERRAT

1) Situación geográfica.

DSITUACIÓN GEOGRÁFICA

Los complejos de Sant Llorenç del Munt y Montserrat se sitúan en la provincia de Barcelona, a unos 30 kilómetros al NW de su capital (figxira. S.l) y a caballo entre las unidades orográficas de la Cadena Prelitoral y la Depresión Central Catalana.

Figura S.l) Mapa de situación general del arca estudiada. General Location map of the study ana.

Manresa I» ;

,3antVi«a;

/ Castdlar

V ^ ' m Sabadell o¡ ^*\» Terrassa ÍJ

La zona estudiada ocupa aproximadamente unos 270 kilómetros cuadrados limitados, al sur por la depresión del Vallès-Penedès entre Castellar del Vallés y Esparraguera; al oeste por una línea que uniría Collbató con el túnel del

Bruc, Maians y Sant Salvador de Guardiola; el límite norte sería una línea E-W que pasaría al svir de Manresa, al norte del Pont de Vilomara, al sur de Rocafort, al norte de Mura y al sur de Granera; el límite este pasaría ligeramente al este de Sant Llorenç Savall, llegando hacia el sur hasta Castellar del Vallés (figura S.2).

2 )ENCUADRE GEOLÓGICO

2.1)TECT0NICA REGIONAL En el sector nor-oriental de la Península Ibérica existe una superposición

de varias unidades estructurales cenozoicas que afectan tanto al zócalo hercínico como a la cobertera sedimentaria en la que se encuentran depósitos de edades comprendidas entre el Pérmico y el Mioceno (Roca y Guimerà, 1992).

La deposición durante el Mesozoico, asociada a la apertura del océano Atlántico (Vergés, 1993), tuvo lugar en cuencas itracratónicas extensionales (Alvaro et al.^ 1979), como el "brazo" pirenaico (Puigdefàbregas y Souquet, 1986), el "brazo" ibérico (Alonso et al., 1982; Guiraud y Seguret, 1985) y el "Thetys" occidental (Salas, 1987; Roca, 1992), que estaban delimitados por fallas de zócalo (Esteban y Robles, 1976; Anadón et a/., 1979).

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g Odena

10 km g | / i ^ .Olesade Esparraguera 4 i l Montserrat

ja •Castellar del

Vallès

Figura S.2) M^ja local de situación del area estudiada. Detailed Location map of the study area.

Desde el Paleógeno al Mioceno inferior este area fue sometida a un

régimen compresivo, relacionado con la convergencia y colisión entre las

placas Ibérica y Eurasiática (Guimerà 1984). Esta compresión N-S produjo la

formación de los Pirineos, la Cadena Ibérica y las Cadenas Costeras Catalanas

(figuras S.3 y S.4), donde la inversión tectónica de fallas mesozoicas (o

anteriores) dio lugar al desarrollo de sistemas de cabalgamientos y fallas de

desgarre de tipo levógiro (en las Cadenas Costeras Catalanas), que en la mayoría

de los casos recuperaron el salto normal desarrollado durante el Mesozoico

(Roca y Guimerà, 1992).

Durante el Mioceno se desarrollan esfuerzos de compresión y extensión

en la zona oriental de la placa Ibérica. La actividad extensional generalizada

estuvo relacionada con el salto del límite entre Iberia y Eurasia (formación de

los Pirineos) a Iberia-Africa (formación de la cordillera Bética) (Roest y

Srivastava, 1991) (figura S.4). El dominio catalán, en el que se encuentra la zona

estudiada, se caracteriza por una tectónica extensional iniciada durante el

Oligoceno superior, que persiste en todo el Neógeno. Durante este período

extensional se produce la inversión de algunas de las fallas compresionales y de

desgarre desarrolladas en el Paleógeno (Fontboté, 1954; Anadón et al., 1985a).

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2) Encuadre Geológico.

j Paleogeno

Neogeno y Cuaternario

Falla

Cabalgamiento '^- Pliegue

^ - Falla cubierta \ Di: ..„ Area estudiada

Figura S.3) Mapa de situación geológica del area estudiada en el NE de la Península Ibérica Geologicsetting of the study area in the NE of the Iberian Peninsula.

Figura S.4) Mapa geológico del Mediterráneo occidental con la situación de las principales cadenas alpinas, cuencas de antepaís y cuencas de rift. Geological map of the western Mediterranean area with the location of the main alpine chains, foreland and rift basins.

El margen catalán muestra una estructura de "horsts" y "grabens" bien desarrollada, en relación con la reactivación de fallas de desgarre paleógenas de orientación NE-SW y ENE-WSW que afectan tanto al zócalo hercínico como a la cobertera mesozoica

_

Cinfurones orogénicos alpinos

Cuencas de antepaís alpinas

Cuencas de rift

AREA ESTUDIADA

C. C. C. Cadenas costeras catalanas


Paleozoico Mesozdco Paleógeno Abanico de Sant Llorenç

SSE

Neógeno y Cuaternario

® falla del Vallés-Penedés (§) falla de Barcelona

y. -i Corte de la figtira S.7

Cadenas Costeras Catalanas '

Figura S.5) Mapa geológico de las Cadenas Costeras Catalcinas en los alrededores de la zona estudiada Geological map of the Catalan Coastal Ranges on the surroundings of the study area.

(Anadón et al., 1985b.; Bartxina et

al., 1992 ) . Deb ido a esta

r e a c t i v a c i ó n de las fal las

paleógenas durante el neógeno, la

estructura paleógena original de

las Cadenas Costeras Catalanas o

del "macizo catalán" ha sido

obliterada, y hoy en día solo es

observable en unidades tectónicas

elevadas relativamente como las

cadenas Litoral y Prel i toral

(figuras S.5 y S.6). I

NNW Cuenca del Ebro-

CadenaPrelitoral

Cadena Litoral

t-' Cuenca del

Vallés-Penedés

Montserrat Paleógeno continental Paleógeno manno

Manresa

Figura S.6) Corte geológico de las Cadenas Costeras Catalanas y los depósitos estudiados del margen de la cuenca del Ebro (a partir de datos de Vergés (1993), Bartrina et al. (1992) y

propios). Cross section of the Catalan Coastal Ranges and the studied deposits of the Ebro basin margin.

La estructura de las Cadenas Costeras Catalanas se caracteriza por una

serie de fallas de zócalo que han jugado durante el Paleozoico (Anadón et al.,

1985a) y Mesozoico (Esteban y Robles, 1976), y se han reactivado durante el

Terciario (Fontboté, 1954; Anadón et al., 1985a; Guimerà, 1988). El sistema

principal de fracturas de las Cadenas Costeras Catalanas es un conjunto de fallas

de zócalo y cobertera orientadas de NE a SW . Estas fracturas generalmente buzan

al SE y han dado lugar a un sistema bien desarrollado de "horsts" y "grabens"

(Bartrina et al., 1992) orientados paralelamente a la costa mediterránea actual

(Figuras S.3, S.4, S.5 y S.6).

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|ÍÍIÍÍÍ|ÍÍÍ|ÍI COhJGLOMERADOS DE ABANICO COSTERO

.:• : : : . CONGLOMERADOS DE ABANICO ALUVIAL

Sant Llorenç del Munt

____|,^ FALLA DE ZÓCALO

* ^ SENTIDO DEL DESGARRE

. ^ — - CABALGAMIENTO

— ^ FALLA INVERSA ^<^

.Í:^^V

^

Sant Miquel del Montclar

M^ yß <^^ <^^ Barcelor

Figura S.7) Localización de las principales fallas de las Cadenas Costeras Catalanas y los principales abanicos aluviales terciarios del margen de la cuenca del Ebix).

Sketch map of the main faults of the Catalan Coastal Ranges and their relation with tfie tertiary alluvial fans of the Ebro basin margin.

En las cercanías del area estudiada se pueden distinguir dos bloques elevados (cadenas litoral y Prelitoral) separados por uno intermedio deprimido (cuenca del Vallés-Penedés). Estas unidades estructurales están relacionadas con dos fallas lístricas extensionales mayores orientadas de NE a SW (fallas del Vallés-Penedés y de Barcelona) (figuras S.5 y S.6).

El "horst" del Garraf-Montnegre (Cadena Litoral) es un bloque tectónico relativamente elevado que presenta una estructura interna de "horsts" y "grabens". Esta unidad esta limitada al SE por la falla de Barcelona, que tiene im salto vertical de unos 6 km (Roca y Guimerà, 1992) y separa la Cadena Litoral del "graben" de Barcelona. Esta cadena esta formada principalmente por rocas del zócalo (areas del Montnegre y Collserola) y de la cobertera mesozoica (Garraf).

El "semigraben" del Vallés-Penedés es un bloque tectónico hundido, limitado al NW por la falla del Vallés-Penedés (figuras S.5 y S.6). Esta estructura tiene un salto vertical de unos 4 km y es una falla lístrica mayor (Roca y Guimerà, 1992). El margen SE de este bloque hundido está relacionado con una serie de fallas normales menores (que buzan hacia el NW y muestran saltos del orden de 100 m, y máximos de 1 km) que lo separan del bloque del Garraf-Montnegre. Este semigraben ha funcionado como una cuenca sedimentaria, rellenándose durante el Neógeno.

Al noroeste de la falla del Vallés-Penedés se localiza un area que no ha sido afectada significantemente por la estructuración extensional neógena

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(figuras S.5 y S.6). Justo al NW de esta falla podemos distinguir dos unidades estructurales desarrolladas durante el período compresivo (transpresivo) paleógeno, la Cadena Prelitoral y la cuenca del Ebro.

La Cadena Prelitoral es un bloque tectónico elevado, situado entre dos cuencas sedimentarias, la cuenca del Ebro (paleógena) al NW y la cuenca del Vallés-Penedés (neógena) al SE (figuras S.5 y S.6). Esta cadena se caracteriza por una serie de fallas de zócalo, casi verticales que constituyen un sistema "én-echelon" con una orientación media NE-SW (figura S.7). Se reconocen tres fallas principales Vallés-Penedés, El Camp y Pandols-Cavalls-El Montsant) que se relevan sucesivamente de NE a SW. Las zonas de deformación son estrechas y están asociadas a estas fallas, mientras que los bloques situados entre éstas sufrieron una deformación menos importante (Guimerà, 1988). Las fallas tuvieron un movimiento levógiro durante el Paleógeno y cuando estuvieron sometidas a condiciones de tipo transpresivo (relacionadas con una compresión regional N-S), generaron una serie de pliegues y cabalgamientos vergentes hacia el NW (Anadón et al., 1985a; Guimerà, 1988) que involucran materiales del Paleozoico, Mesozoico y Terciario. Las evidencias del movimiento de desgarre de estas fallas principales son (Anadón et al.,, 1985a):

1) estrías horizontales en planos de falla de orden kilométrico; 2) la existencia de bloques elipsoidales de venas de cuarzo dentro de la

salbanda de falla del Vallés-Penedés, con orientación subvertical y estrías casi horizontales;

3) la presencia de pliegues "én-echelon" "left-stepping" en la cobertera sedimentaria del anticlinorio de Cavalls-Pandols, coherentes con un movimiento levógiro en profundidad;

4) En la Zona de Enlace (zona entre la Cadena Ibérica y las Cadenas Costeras Catalanas) el cambio de orientación de los pliegues y cabalgamientos de bajo ángulo cuando éstos se encuentran con las fallas mayores de la zona sur de las Cadenas Costeras Catalanas. Dicho cambio de orientación se puede explicar como el resultado de un movimiento levógiro en las fallas de zócalo mayores.

En el area estudiada, la falla paleógena principal es la del Vallés-Penedés. Debido a su ángulo de 65° respecto a la compresión paleógena regional, esta falla estuvo sometida a unas condiciones de tipo transpresivo que dieron lugar a un movimiento convergente entre los dos bloques separados por la misma (Anadón et al., 1985a; Guimerà, 1988).

2.2)EL MARGEN SE DE LA CUENCA DEL EBRO Los complejos estudiados se hallan adosados al margen SE de la Cuenca del

Ebro. En este apartado se describirá la estratigrafía (litoestratigrafía y


cronoestratigrafía) del Paleógeno del area; la estructura de la Cadena prelitoral Catalana, que determina la existencia de dicho margen; la evolución tectonosedimentaria de la zona, así como la historia de la subsidencia en este margen de la Cuenca del Ebro.

2.2.1)ESTRATIGRAFIA REGIONAL DEL PALEOCENO DE MONTSERRAT Y SANT LLORENÇ DEL MUNT

1 )LITOESTRATIGRAFÍA Los complejos estudiados (Montserrat y Sant Llorenç del Munt) se

localizan en el margen SE de la cuenca del Ebro, cuenca terciaria limitada por tres cadenas montañosas (los Pirineos al N, la Cadena Ibérica al SW y las Cadenas Costeras Catalanas al SE) (figura S.3). Según Anadón et al. (1985a), el margen SE de la cuenca del Ebro estuvo controlado durante el Paleógeno por una serie de fallas de zócalo direccionales (figura S.7) que levantaron los bloques situados al SE de las mismas, desarrollando estructuras de pliegues y cabalgamientos bajo condiciones de tipo transpresivo.

El levantamiento de los bloques SE y su erosión produjo la formación de un sistema de abanicos aluviales que, tras la transgresión biarritziense, evolucionaron a abanicos costeros. Éstos funcionaron como tales hasta el Priaboniense medio/superior, ya que a partir de aquel momento la cuenca del Ebro dejó de ser marina y pasó a ser una cuenca continental endorreica.

La litoestratigrafía del margen SE de la cuenca del Ebro en el area de estudio se resume en la figura S.8, modificada de Anadón et al. 1985b. La sucesión paleógena comienza con los depósitos arenosos y arcillosos con paleosuelos de la Formación Mediona, depositados en llanuras aluviales y ambientes lacustres y palustres. Tras la Formación Mediona la sucesión varía en diferentes sectores de la cuenca. En la zona situada al NE de la escama de Els Brucs (figura S.8) destaca la presencia de una serie de depósitos conglomeráticos y brechosos de abanico aluvial proximal, representados por las Formaciones conglomeráticas de Montserrat, Sant Llorenç del Munt y El Cairat entre otras. La orla aluvial distal está constituida por arcillas rojas con intercalaciones conglomeráticas, arenosas y lacustres, representada por las Formaciones de Areniscas de La Salut (Anadón, 1978a), Artés (Ferrer, 1971) y las facies de Vacarisses y Sant Llorenç Savall (Anadón, 1978a) entre otras.

Entre el Biarritziense y el Priaboniense medio/superior, estos abanicos y su orla distal, pasan laterealmente hacia el interior de la cuenca a depósitos marinos pertenecientes al Grupo Santa María (Pallí, 1972). Dentro del Grupo Santamaría se pueden diferenciar las formaciones CoUbás y Centelles, de origen

_


Figura S.8) Esquema lito y cronoestratigrafico del Paleógeno del sector central del margen SE de la cuenca del Ebro. 1) depósitos aluviales proximales; 2) Brechas aluviales constituidas por cantos de procedencia mesozoica; 3) Brechas aluviales constituidas por cantos de procedencia paleozoica; 4) depósitos aluviales distales y fluviales; 5) depósitos aluviales distales, lacustres y fluviales; 6) depósitos de frente deltaico; 7) depósitos de "nearshore"; 8) margas de "offshore" y prodelta; 9) plataformacarbonática; 10) evaporitas; 11) olistolitos; 12) vacío erosional por discordancia; 13) cubierto por cabalgamiento, 14) escamas cabalgantes (l=els Brucs, 2=Pedritxes, 3=Can Sallent, 4) Bigues).

LithostratigrapyandchronostratigrapyoftfiePaleogeneatthe central SE margin of the Ebro basin. 1) proximal alluvial fan; 2) mesozoic -derived alluvial breccias; 3 ) paleozoic-derived alluvial breccias; 4) distal alluvial fan andfluviatile deposits; 5) distal alluvial fan, lacustrine andfluviatile deposits; 6) delta front; 7) nearshore;8) offshore and prodelta; 9) carbonate platform; 10) evaporites; 11) olistoliths; 12) erosional vacuum; 13) covered by thrust sheets, 14) thrust sheets (l=els Brucs, 2=Pedritxes, 3=Can Salient, 4) Bigues).

costero; de Igualada ("offshore") y Tossa (arrecifal) (Ferrer, 1971, Fallí, 1972). En zonas centrales de la cuenca, el paso de condiciones marinas a continentales en el Priaboniense viene marcado por sedimentación de tipo evaporítico (Formaciones de Yesos de Ódena y Sales de Cardona) (Figura S.8).

En el sector de Igualada, al SW de la escama de Els Brucs, la sedimentación paleógena se caracteriza por depósitos de granulometría más fina y de carácter más distal que los del area de Montserrat-Sant Uorenç del Munt. Así, en la zona de Igualada sobre la Formación Mediona y previamente a los depósitos marinos del Grupo Santa María (Bartoniense), existe otra intercalación marina representada por los carbonatos de plataforma somera de la Formación Orpí (Ferrer, 1971) a los que se superponen los depósitos continentales y de transición (lacustres, lagunares, llanuras lutíticas y abanicos aluviales distales) del Grupo Pon tils (Formación Pon tils de Ferrer, 1971).

2)CR0N0ESTRATIGRAFIA La datación de los depósitos paleógenos de las proximidades de la zona

estudiada ha sido objeto de numerosos trabajos durante los últimos 25 años (Ferrer, 1971; Rosell ef aJ„ 1973; Anadón, 1978a; Anadón y Feist, 1981; Serra-Kiel, 1981 y 1982, Anadón et al, 1983; Serra-Kiel y Travé, 1995; Vergés y Burbank, 1996; López Blanco er ai., en prensa).

La Formación Mediona e caracteriza por presentar restos de Vidaliella gerundensis, que junto a las especies de carófitas descritas por Anadón (1978a) y Anadón y Feist (1981), dan una edad de Paleoceno superior o Thanetiense para esta unidad (Anadón y Marzo, 1986).

La edad de la Formación Cairat es imprecisa, ya que no existe registro fósil. Anadón (1978a) indica una posible edad post-Thanetiense superior-Ilerdiense inferior para esta unidad.

La Formación Areniscas de La Salut presentan restos de Maedleríella lavocati (Ilerdiense/Biarritziense) y Melanopsis dubiosa (Luteciense). Por la

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25


escasez de contenido fósil es difícil aventurar la edad de la formación. Anadón (1978a) indica una edad Cuisiense-Luteciense, basándose en los escasos restos citados de gasterópodos y carófitas y la posición de esta formación con respecto a otras más fácilmente datables.

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44.0 Figura S.9) Correlación de la sucesión magnetoestratigráfica de Montserrat con la escala de

tiempo de polaridad magnética (Cande y Kent, 1992). Magnetic polarity stratigraphy for the Montserrat section and correlation with the magnetic

polarity time scale (Cande & Kent. 1992).

La edad de los Conglomerados de Montserrat es esencialmente Bartoniense, edad deducida de su tránsito lateral a los depósitos marinos del Grupo Santa María, datados a partir de foraminíferos y estudios magnetoestratigráficos (Serra-Kiel y Travé, 1995; Verges y Burbank, 1996), Tras la medida del espesor estratigráfico de los depósitos aluviales distales equivalentes a los Conglomerados de Montserrat al W de dicha montaña, se ha podido determinar, casi con toda certeza, que los niveles más altos de la serie conglomerática de Montserrat se hallan estratigráficamente por debajo del nivel de las evaporitas de Odena y Cardona.

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Una cronología más detallada de la sucesión se deduce del estudio magnetoestratigráfico realizado a partir de la serie realizada por Burbank y colaboradores (López Blanco et al., en prensa). Tras el muestreo de la sucesión de Montserrat entre el techo de las brechas del Cairat y los niveles conglomeráticos más altos de la zona occidental de la montaña de Montserrat, se determinaron 11 magnetozonas, definidas por dos o más estaciones e similar polaridad (figura S.9).

La correlación entre la escala de polaridad magnética y la escala temporal de polaridad magnética global de Cande y Kent (1992) se ha realizado en base a:

1) la fauna de Nummulites asociada a la cuña marina de Monistrol; 2) la correlación de ciertos niveles con otros datados bio- y

magnetoestratigráficamente en areas próximas (Igualada y Vic, Serra-Kiel y Travé, 1995)

.3) la ubicación cronoestratigráflca de las evaporitas de Cardona (situadas estratigráficamente por encima de la serie realizada) en la mitad superior del cron 17.1 (Burbank etaJ., 1992; Vergés y Burbank, 1996).

A partir de estos datos, la correlación más razonable entre la escala local y escala magnética temporal global de Cande y Kent (1992), situa la base de los Conglomerados de Montserrat en la base del cron 19n, y el techo de la sección en la mitad inferior del cron 17.1 (figura S.9).

Debido a la inprecisión bioestratigráfica a la hora de datar las formaciones paleógenas infrayacentes a los Conglomerados de Montserrat (La Salut, El Cairat y Mediona), no se ha podido realizar una correlación precisa de la escala magnetoestratígráfica obtenida con la escala de Cande y Kent (1992),

2.2.2)TECTONICA DEL MARGEN DE LA CUENCA (CADENA PRELITORAL) Este trabajo se ciñe a los complejos paleógenos de Sant Llorenç del Munt y

Montserrat, depositados cerca del margen SE de la cuenca del Ebro, por lo que también se estudiará la estrutura contractiva paleógena de la Cadena Prelitoral en las proximidades de éstos.

En su zona central, la Cadena Prelitoral presenta una estructura paleógena caracterizada por la presencia de un cabalgamiento mayor (Cabalgamiento Prelitoral) que separa unos materiales alóctonos de otros autóctonos y parautóctonos que han sufrido una diferente deformación (figuras S.IO y S . l l ) . Este cabalgamiento, que corta las estructuras compresivasdesarroUadas en el parautóctono, se presenta delimitando una serie de escamas (figura S.IO). Excepto en la zona situada al S de Montserrat (donde buza hacia el SW), el Cabalgamiento Prelitoral buza hacia el SSE. H movimiento de este cabalgamiento fué hacia el NW-NNW, aproximadamente perpendicular a

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la falla del Vallès-Penedès (Guimerà, 1988). Analizando pliegues y duplexes sigmoidales de escala métrica que afectan a materiales paleógenos situados justo por debajo del plano de cabalgamiento mayor se han deducido algunos desplazamientos locales hacia el WNW. Estos desplazamientos podrán estar ligados a una presunta geometría irregular de estos cabalgamientos.

1 )ESTRUCTURA DEL AUTÓCTONO Y PARAUTÓCTONO La estructural del bloque inferior del Cabalgamiento Prelitorai se

caracteriza por un gran pliegue sinclinal y por una secuencia de cabalgamientos (secuencia de cabalgamientos inicial) que determinan la existencia de materiales parautóctonos.

La sucesión triásica en la Cadena Prelitorai se compone de cuatro unidades estratigráficas principales (Buntsandstein, Muschelkalk inferior (Ml), medio (M2) y superior (M3)). El Buntsandstein y Muschelkalk medio están formados esencialmente por arcillas rojas que engloban angunos niveles de areniscas y evaporitas, mientras que el Muschelkalk inferior y el superior están constituidos principalmente por calizas y dolomías. Debido a esta alternancia entre paquetes plásticos (Bimtsandstein y M2) y competentes (MI y M3), la estructura interna de la serie triásica en la Cadena Prelitorai puede llegar a ser bastante compleja. En algunas areas se han reconocido estructuras de plegamiento y cabalgamientos (secuencia de cabalgamientos inicial) relacionados con superficies de despegue desarrolladas dentro de los materiales triásicos. Gran parte de estas estructuras son previas a la formación del sinclinorio ya que se encuentran afectadas por éste (López-Blanco, 1994) aunque pueden haber sido reactivadas posteriormente durante el plegamiento.

La secuencia de cabalgamientos in ic ia l ha sido estudiada en detalle en la zona de Matadepera (López-Blanco, 1994) (figura S.ll c). Estos cabalgamientos han sido descritos en el flanco caudal del sinclinorio, encontrándose los principales niveles de despegue en el Buntsandstein y Muschelkalk medio. Algunos de estos cabalgamientos también involucran materiales del zócalo paleozoico y del Paleógeno inferior. La mayoría de estas estructuras muestran una vergencia N-NW, sin embargo, también han sido descritos retrocabalgamientos con vergencia opuesta. En general esta serie de cabalgamientos muestra una disposición en forma de apilamiento antiformal, donde los cabalgamientos superiores están progresivamente más basculados hacia el NW (figura S.llc).

Figura S. 10) Mapa geológico y eslructural de la Cadena Prelitorai Catalana entre la lámina de Els Brucs y la lámina de Can Sallent (a partir de datos propios, Ubach (1990) e IGME (1975a y b).

Structural and geologic map of the Prelitorai Range between 'els Brucs' and 'Can Salient' thrust sheets.

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29


H acortamiento horizontal calculado asociado a estos cabalgamientos es de unos 2,5 Km en la zona de Matadepera (López Blanco, 1994) (figura S.ll c).

El s inc l inor io se puede reconocer a lo largo de toda la zona estudiada aunque, en algunas zonas éste está cubierto por láminas cabalgantes alóctonas (escamas de Els Brucs, Les Pedritxes y Can Sallent). Este sinclinorio afecta materiales del zócalo paleozoico, de la cobertera triásica y del Paleógeno (hasta el Bartoniense inferior) (figura S.ll), Esta estructura, a pesar de pertenecer a la Cadena Prelitoral, se puede considerar también como parte de la Cuenca del Ebro ya que las capas afectadas por este sinclinorio se pueden seguir hacia la cuenca sin solución de continuidad alguna. Este pliegue tiene un eje con una orientación variable, de una tendencia general entre ENE-WSW y E-W. Al W del río Llobregat su orientación cambia progresivamente hasta llegar a SE-NW (figura S.IO). Este cambio de orientación puede estar relacionado con el movimiento de la falla transversal del Llobregat. Los dos flancos del pliegue están bien desarrollados y muestra ima superficie axial cóncava que buza hacia el sur. El flanco caudal (o corto) del sinclinorio se halla frecuentemente invertido y puede mostrar una reducción en la potencia de las series, tanto mesozoicas como terciarias (más de un 50% en la zona del Llobregat (figuras S.ll a y S.ll b). Parte del adelgazamiento en los materiales paleógenos está relacionado a discordancias progresivas locales generadas por un plegamiento activo coetáneamente con la deposición. La existencia de adelgazamiento en la serie mesozoica, junto con la mayor tectonización del flanco caudal del sinclinorio, lleva a pensar en la existencia de un importante adelgazamiento de tipo tectónico para este flanco. La alternancia de paquetes con diferente competencia dentro de la serie mesozoica puede haber ayudado al adelgazamiento de las series en el flanco caudal del sinclinorio. La geometría de apilamiento antiformal mostrada por la secuencia de cabalgamientos inicial indica que la formación del sinclinorio fue parcialmente coetánea con la formación de estos cabalgamientos.

El acortamiento horizontal calculado, asociado al crecimiento de este sinclinorio (y su anticlinorio supuestamente asociado) es de unos 1,8 km en la sección de La Puda (figura S.ll b).

Figura S. 11) Cortes de la Cadena Prelitoral Catalana en las proximidades de la zona estudiada, a) transversal de Collbató-Montserrat; b) transversa] de Olesa-La Puda-Sant Salvador de les Espases; c)

transversal de Matadepera-Sant Llorenç del Munt. Cross-sections of the Prelitoral Range and the Ebro basin margin, a) Collbató-Montserrat section;

b) Olesa-La Puda-Sant Salvador de les Espases section; c) Matadepera-Sant Llorenç del Munt section.

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La intensa deformación descrita desaparece rápidamente hacia el NW (cuenca del Ebro), donde el relleno paleógeno y el substrato mesozoico y paleozoico están ligeramente basculados y sólo afectados por fallas subverticales y diaclasas subverticales y de direcciones entre NNW-SSE y NNE-SSW. Algunas de estas fallas muestran saltos verticales destacables (ceraca de 100 m en la falla de Can Massana, al W de Montserrat y alrededor de 200 m en la falla del Coli de les Bruixes, al E de Montserrat).

2)ESTRUCTURA DEL ALÓCTONO

En la porción estudiada de la Cadena Prelitoral se han distinguido cuatro escamas cabalgantes principales (Els Brucs, Agulles, Les Pedritxes y Can Sallent) (figura S.IO) situadas sobre el Cabalgamiento Prelitoral. Estas escamas cabalgantes están constituidas casi en su totalidad por rocas del zócalo paleozoico, aunque en algunas ocasiones excepcionales también incluyen materiales de la cobertera triásica. El Buntsandstein aflora discordante sobre el zócalo en el sector norte de la escama de Agulles (figura S.ll b). Otros afloramientos triásicos, como el "horse" de Roques Blanques al NE de la escama de Els Brucs (figura S.IO) y el "horse" de Can Sallent entre las dos láminas cabalgantes principales que constituyen la escama de Can Sallent (figuras S.IO y S.ll c), son "horses" relacionados con los cabalgamientos principales.

Estas escamas cabalgantes situadas sobre el Cabalgamiento Prelitoral cubren areas relativamente extensas (más de 70 Km ) y cortan la estructura sinclinal previamente descrita así como los cabalgamientos que afectan a la cobertera triásica en el parautóctono. Las escamas cabalgantes no son simples ya que dentro presentan una estructura interna afectada por una serie de cabalgamientos que buzan hacia el SW al igual el Cabalgamiento Prelitoral y se entroncan en él, por lo que se presume que su movimiento ha sido en un sentido similar (N-NW). Limitadas por estos cabalgamientos, dentro de las escamas principales se han diferenciado una serie de subescamas; tres en la de Les Pedritxes (Ubach, 1990) y otras tres en la de Can Sallent (Ubach, 1990 y López-Blanco, 1994) (figuras S.IO y S.ll c).

El alóctono de la Cadena Prelitoral también está afectado por una zona de falla direccional orientada ENE-WSW y dos fallas dextras orientadas NW-SE (fallas de Matadepera y del Llobregat, figura S.IO) que no continúan hacia el parautóctono y autóctono de la cuenca del Ebro.

Próxima a la falla del Vallés se ha descrito una extensa zona de salbanda de falla vertical (Fig, S.IO y S.llb) que se ha relacionado con una importante zona de falla de tipo direccional. Esta zona muestra una importante foliación, bandeado litológico y facetas estriadas que indican una importante componente

— : - -


de desgarre en el movimiento de la falla o las fallas que la generaron (Julià y Santanach, 1984). Esta salbanda de falla muestra diferentes movimientos en diferentes areas. Así, al este de la escama cabalgante de Els Brucs, al NE de Esparreguera, el movimiento es de tipo inverso-dextrógiro, mientras que en la zona de Ribes Blaves, al E de la escama de Agulles, el movimiento es de tipo levógiro (Julià y Santanach, 1984). Esta salbanda de falla se habría formado por una deformación progresiva relacionada con la coalescencia de diferentes movimientos relativos en la misma superficie o area durante la estructuración de la cadena. Esta salbanda de falla afecta más que nada a rocas del zócalo paleozoico, aunque también involucra puntualmente materiales del Triásico (Buntsandstein).

Debido a encontrarse cubiertas por depósitos cuaternarios, las fallas dextras de dirección NW-SE son casi invisibles. Sin embargo, su presencia y movimiento de tipo dextro se deduce de: a) la orientación anómala (NW-SE) del Cabalgamiento Prelitoral y del sinclinorio al S de Montserrat; b) el desplazamiento dextro del Cabalgamiento Prelitoral a lo largo de dichas zonas; c) los desplazamientos horizontales hallados en la falla neógena del Vallès-Penedès (cerca de 3 Km en la falla del Llobregat y alrededor de 1 Km en la de Matadepera); y d) el desarrollo de fallas neógenas con direcciones anómalas NW-SE. Los dos últimos puntos son importantes ya que, como se mencionó previamente, las fallas neógenas resultan de la inversión negativa de las estructuras paleógenas previas. Debido a su orientación (más o menos paralela a la dirección de transporte del Cabalgamiento Prelitoral), su desarrollo exclusivo en el bloque superior de dicho cabalgamiento y su movimiento direccional, estas fallas transversales NW-SE se han interpretado como rampas laterales o "tear faults" del Cabalgamiento Prelitoral.

3) ACORTAMIENTO Las estructuras descritas anteriormente revelan que la deformación de

este sector de la Cadena Prelitoral está relacionada con un cabalgamiento mayor orientado ENE -WSW, que fue emplazado hacia el noroeste, sincrónicamente con el movimiento direccional senestro de fallas subverticales de dirección ENE-WSW, localizadas en el bloque superior de éste. Esta estructura compleja es consistente con el desarrollo de una cadena transpresiva orientada ENE-WSW durante la deformación paleógena convergente N-S del NW de la Península Ibérica.

La cantidad de desplazamiento senestro producido por las fallas ENE-WSW es una incógnita, al no existir ninguna referencia clara a ambos lados de la falla. Por el contrario, el acortamiento mínimo horizontal de dirección NNW-SSE

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relacionado con los pliegues y cabalgamientos orientados ENE-WSW sí ha podido ser detenninado a partir de los mapas y cortes que se muestran en las figuras S.IO y S.ll El acortamiento calculado es de unos 8 km. De estos, 3,7 km pertenecen al Cabalgamiento Prelitoral, 2,5 a la secuencia de cabalgamientos inicial, y 1,8 al sinclinal (y su supuesto anticlinal asociado).

2.2.3)RELACIONES TECTÓNICA-SEDIMENTACIÓN Y CRONOLOGIA DE LAS ESTRUCTURAS

Tras el estudio de las relaciones existentes entre las diferentes estructuras y entre éstas y los depósitos paleógenos de la cuenca del Ebro se ha determinado la secuencia estructural y cronología de las deformaciones en este margen. Se han determinado tres episodios principales relacionadas con las estucturas compresivas más importantes.

La sucesión paleógena comienza con los depósitos de la Formación Mediona, probablemente depositados en unas condiciones tectónicas relativamente tranquilas (Anadón y Marzo, 1986).

Sobre la Formación Mediona se depositó la Formación de Brechas del Cairat (Ypresiense?), a partir de pequeños abanicos aluviales con areas fuente excavadas en materiales triásicos. El depósito de esta formación marca el inicio de la actividad tectónica, la diferenciación del margen de la cuenca (Anadón y Marzo, 1986) y el desmantelamiento de la cobertera triásica. Estos depósitos estarían relacionados con la secuencia de cabalgamiento inicial que principalmente afecta a materiales de la cobertera triásica (figtira S.12 a y b).

El techo de las Brechas del Cairat es brusco e indica un cambio en las condiciones (tectónicas y sedimentarias) tanto en la zona de Montserrat como en Sant Llorenç del Munt.

En el area de Montserrat, tras la Formación Cairat, se depositaron las areniscas y lutitas rojas de la Formación de Areniscas de La Salut (Cüisiense-Luteciense?). Estos materiales aluviales muestran una secuencia granocreciente marcada por un enriquecimiento en conglomerados poligénicos hacia los niveles superiores, gradando a los conglomerados del complejo de abanico costero de Montserrat (Bartoniense).

Toda la sección paleógena hasta la segunda unidad conglomerática de Montserrat incluida (Bartoniense inferior) está afectada por el sinclinal, desarrollando discordancias progresivas relacionadas con el crecimiento sinsedimentario del pliegue (figura S.lla y b). Éstas afectan a los Conglomerados de Montserrat (y quizás a las Areniscas de La Salut) (Anadon, 1978a; Anadon et al., 1985b, Marzo y Anadón, 1988). Así, el sinclinorio se desarrolló durante el Bartoniense inferior y probablemente el Luteciense.

34 ^ ' ~ ~ '-


El Cabalgamiento Prelitoral corta el sinclinal y y los Conglomerados de Montserrat hasta las unidades más altas del Bartoniense. La sincronía entre la sedimentación de la mayor parte de los conglomerados del abanico costero de Montserrat y el emplazamiento de la escama de Els Brucs (Cabalgamiento Prelitoral) queda patente por la presencia de brechas sedimentarias adosadas al cabalgamiento y lateralmente equivalentes a los Conglomerados de Montserrat (figura S.8).

En la zona de Sant Llorenç del Munt, el techo de las Brechas del Cairat viene marcado por un cambio abrupto a depósitos de brechas casi exclusivamente constituidas por clastos derivados del zócalo paleozoico (Niveles de Can Sabater; figura S.8), que indican la emergencia y erosión de rocas del zócalo debido a un estadio más desarrollado de los cabalgamientos de la secuencia inicial (figura S.12c). Sobre los niveles de Can Sabater, la sucesión paleógena se caracteriza por los conglomerados poligénicos del abanico aluvial y costero de Sant Llorenç del Munt (Luteciense-Bartoniense).

El sinclinorio afecta a la Formación Cairat, los niveles de Can Sabater y el tramo basal se los conglomerados de Sant Uorenç del Munt (figura S.llc). El sinclinal se habrá generado principalmente durante los episodios iniciales de la deposición del los Conglomerados de Sant Llorenç del Munt (Bartoniense inferior), aunque en parte puede haber sido generado por el apilamiento de diferentes escamas cabalgantes durante la secuencia de cabalgamientos inicial.

El Cabalgamiento Prelitoral corta la secuencia de cabalgamientos inicial, las brechas del Cairat, los niveles de Can Sabater, los Conglomerados de Sant Llorenç del Munt y el sinclinorio (figura S.llc). La mayor parte de los Conglomerados de Sant Llorenç del Munt (quizás exceptuando los niveles más bajos en la serie) pueden ser claramente considerados como depósitos sintectónicos relacionados con la actividad del Cabalgamiento Prelitoral, ya que éstos gradan lateralmente y hacia el margen de la cuenca a brechas constituidas por clastos provenientes del zócalo paleozoico (Brechas de Can Ferrés y La Torre) interpretadas como depósitos de cono de deyección adosados al escarpe de falla producido por el Cabalgamiento Prelitoral (figuras S.8 y S.12e, f).

A modo de resumen se puede concluir que se diferencian tres episodios en la evolución de la parte central del margen SE de la cuenca del Ebro.

1) Secuencia de cabalgamientos inicial (Ypresiense-Luteciense inferior?). Este episodio registra el inicio de la deformación y el desarrollo de una serie de pequeños abanicos aluviales desarrollados al pie de un margen de cuenca recien creado. La secuencia de desmantelamiento registra la erosión de la cobertera triásica (Brechas del Cairat) y la posterior emersión de materiales del zócalo (niveles de Can Sabater).

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L CAPITULO II: SANT LLORENÇ DEL MUNT Y MONTSERRAT

/ .

NW-Brechas del Cairat

Secuencia de cabalgamientos

inicial

Triásico Paleozoico

Brechas del Cairat

Niveles de Can Sabater

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sinclinal \

\

Cabalganniento Prelitoral

Conglomerados de Sant Llorenç del Munt

Ikm.

Figura S.12) Cronologia de las estructuras de la Cadena Prelitoral. Chronology of the Prelitoral Range structures.

36


2) Plegamiento (Luteciense?-Bartoniense inferior). Producto del apilamiento antiformal de escamas cabalgantes y/o de un mecanismo de plegamiento de propagación de falla. Este episodio, en parte tuvo lugar sincrónicamente con la deposición de las unidades conglomeráticas inferiores de Montserrat y Sant Llorenç del Munt, dando lugar al desarrollo de discordancias progresivas. La naturaleza poligénica de los conglomerados de ambos sistemas, así como la de los hallados en la Formación La Salut, indican el desmantelamiento del zócalo paleozoico y la cobertera mesozoica en las antiguas Cadenas Costeras Catalanas y, por lo tanto, un "crecimiento" del area de drenaje en relación con los del episodio anterior.

3) Emplazamiento del Cabalgamiento Prelitoral (Bartoniense). El inicio de la actividad de este cabalgamiento fue esencialmente coetánea con la "transgresión Biarritziense" y el subsecuente desarrollo de los abanicos costeros de Sant Llorenç del Munt y Montserrat. La localización de los cañones o canales que alimentaban ambos abanicos pudo estar controlado por las dos fallas transversales (Llobregat y Matadepera) interpretadas como rampas laterales del Cabalgamiento Prelitoral (figura S.IO).

2.2.4)HISTORIA DE LA SUBSIDENCIA Basado en los datos magnetoestratigráficos anteriormente citados, se ha

construido un diagrama de historia de subsidencia (figura S.13 a y b) y otro de tasas de subsidencia total y tectónica (figura S.14) para la sucesión de Montserrat. Debido a la falta de un control cronoestratigráfico preciso de los depósitos continentales (formaciones Mediona. El Cairat, y La Salut) depositados previamente a los primeros depósitos marinos bartonienses, la fiabilidad del diagrama de subsidencia para el Ypresiense y la mayor parte del Luteciense es baja. Sin embargo, a pesar de esta inerteza, las figuras S.13 y S.14 muestran que el inicio de la deposición de los Conglomerados de Montserrat aproximadamente se corresponde con un incremento en la tasa de subsidencia tectónica, que se correlaciona con los últimos episodios de formación del sinclinal y el inicio del emplazamiento del Cabalgamiento Prelitoral (ver sección previa). Por otra parte, las mismas figuras muestra que tanto la tasa de sedimentación como la de subsidencia total tienden a incrementarse a lo largo del período estudiado. La evolución de la subsidencia total refleja el incremento progresivo de la carga sedimentaria inducida por la acumulación de los depósitos del complejo de abanico costero de Montserrat. Este prisma sedimentario muestra a largo plazo (~4,4 Ma) una tasa media de sedimentación mínima de ~330 m/Ma. Sin embargo, las tasas de sedimentación a corto plazo son muy variables (figura S.14). Las variaciones relacionadas con magnetozonas relativamente poco potentes (>50


Figura S.13) Diagrama de la historia de la subsidencia en el que se muestran valores de subsidencia total (compactada y sin compactar), subsidencia tectónica (máximos y mínimos), variaciones del nivel

del mar(Haq et al.. 1987) y las unidades estratigraficas del complejo de Montserrat. Subsidence history diagram showing compacted and uncompacled total subsidence values, maximum and minimum tectonic subsidence values, sea level changes (Haq et al., 1987) and stratigraphic tmits

of the Montserrat complex.

m) se pueden atribuir a un muestreo irregular y a la variabilidad probabilística de la acumulación de sedimentos en la superficie de abanicos (Me Rae, 1990). Las variaciones en las tasas representadas por las magnetozonas mayores representarían cambios en la tasa de sedimentación a largo plazo.

2.3)PALEOCLIMATOLOGIA DE LA ZONA DURANTE EL BARTONIENSE

Uno de los trabajos generales más detallados sobre variaciones climáticas (temperatura de las aguas marinas) durante el Paleógeno son los de de Zachos et al. (1993 y 1994), basados en datos de isótopos de Carbono y Oxígeno tomados de foraminíferos bentónicos. En el gráfico en el que se muestra la variación de 0I80 desde el Maastrichtiense al Mioceno se puede apreciar una tendencia general de aumento, que coincidiría con la tendencia de enfriamiento progresivo existente entre Paleoceno y el Oligoceno (figxira S.15).

Los datos paleoclimáticos concernientes al Bartoniense en el area estudiada y próximas proceden esencialmente de estudios de tipo palinológico, complementados por datos de tipo sedimentológico, mineralógico e isotópico.

C Cavagnetto y Anadón (1996) desriben las variaciones en el polen en

algunos intervalos estratigráficos entre el Bartoniense medio y el Oligoceno inferior en el area de Igualada.

Según estos autores, durante el Bartoniense medio (Formación CoUbás) existe una gran diversidad de taxones, mucho mayor que durante el Bartoniense superior y Priaboniense. La mayoría de los taxones identificados se corresponden con asociaciones correspondientes a climas cálidos que en la actualidad se encuentran confinadas en climas tropicales y subtropicales. Además, algunos taxones sugieren la presencia de vegetación de tipo cálido y hiímedo. No se han hallado taxones representativos de regiones templadas. Cavagnetto y Anadón (1995) indican que a lo largo de la zona costera se habría desarrollado un complejo de vegetación de manglar y pantanosa. Más alejado de la costa podrían haberse desarrollado grandes aras colonizadas por Nypa.

Durante el Bartoniense superior (Formación Igualada) la vegetación de manglar está representada solamente por Nypa (menos del 1% de los granos de polen). Sin embargo, la presencia de polen de Rubiaceae de tipo Psychotria

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Los directores:




(uu) pDpipuniOJd o o o o o o o o o o o o o o o o o o rJ O O O O O í N ^ ^ O O O

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39


Tasa de acumulación

I I f — r - I I I — I r '

56 54 52 50 48 46 44

Edad (Ma)

42 40

— 1 !

38

T 1200

-• 1000

•• 8 0 0

-• 600

Ö

400 S

-• 200

Tasa de subsidencia total

r—I—I—r—I—I—I—r—I—r—r—i—i i

Máxima

Media

i

56 54 52 50 48 46 44

Edad (Ma) Mínima

Ï T — I — l i l i — I — I — I — I — I — I — 1 ¡ I ' l ' j -í—r

42 f 40 38

1000

-- 800

-- 600

400

- - 2 0 0

O O

-L-ZOO

Tasa de subsidencia tectónica Máxima

Incluyendo la con-ecdón

eustátca

—\—I—I—t—I—I—I—!—I—I—I I I—I—I—T—I—r-

56 54 52 50 48 46 44

Edad (Ma)

-r 1000

-• 800

-- 600

-- 400

-- 200

Ö CO

O

Mínima -L -200

40


Figura S. 14) Diagramas de tasas de subsidencia. Subsidence rales diagrmns {ttncompacted total subsidence, average tectonic subsidence., maximum and minimum tectonic subsidence).

Magnetochrons 5^8 O (%o)

0 1 2

(Cande & Kent. 1992)

Figure 2. Compilation of benthic foraminifer carbon and oxygen isotope data from DSDP and ODP sites plotted versus age. Numerical ages are calibrated to the time scale of Berggren et al. (1985) and cross calibrated to the time scale of Cande and Kent (1992). Data represent measured values of Cibicidoides spp. or Nuttallides spp. (table 1) relative to the Pee Dee Belemnite Standard ¡PDB) (Sources: a, Zachos et al. 1992c; b, Hovan and Rea 1991; c. Miller et al. 1988; Shackleton et al. 1984; e, Miller and Thomas 1985; /, Miller et al. 1987b; g. Zachos et al. 1985; h, Kennett and Stott 1990, 1991; i, Barrera and Huber 1991; /, Zachos et al. 1992a, 1992fc>). Arrows show the approximate positions of the Late Paleocene Thermal Maximum (LPTM) and Early Oligocene Glacial Maximum (Oil) events. Note that the numerical ages of the Paleocene-Eocene and Eocene-Oligocene boundaries have been revised to 55 and 34 Ma, respectively (Cande and Kent 1992).

Figura S.15) Valores de datos isotópicos de Carbono y Oxígeno tomados de foráminíferos bentónicos y su %ariación con respecto al tiemfx) (Zachos et al., 1993).

(género desconocido) junto con Bombacea indica la persistencia de unas

condiciones cálidas.

Los datos aportados por el polen Priaboniense de los depósitos no marinos

de la Formación Artés indican que la flora ya no incluye demasiadas

angiospermas termófilas, aunque todavía existen diecisiete géneros

megatermales, y algunos de ellos parece ser que aparecen durante el

Priaboniense. Algunos de los géneros hallados crecen en la actualidad en

regiones tropicales o subtropicales, mientras que otros pueden indicar el

cambio a condiciones de vegetación más abierta (algunos taxones actualmente

son típicos de las sabanas) y del desarrollo de una estación seca. La presencia de

41


un grupo de seis taxones interpretados como indicadores de climas secos y la desaparición de los indicadores de condiciones húmedas marcan la diferencia entre la flora del Bartoniense medio y el Priaboniense.

El Oligoceno inferior se caracteriza por unas condiciones climáticas secas.

A partir de los datos paleoclimáticos expuestos se puede afirmar que el entorno climático del area estudiada durante el Bartoniense implicaría unas condiciones tropicales, cálidas y relativamente húmedas. Tales condiciones coinciden con otras observaciones que indican la presencia de paleofloras pantanosas y de manglar (Alvarez Ramis,1982; Biosca y Via 1988) así como el desarrollo extensivo de arrecifes de esclerectínidos (Salas, 1979 y 1995; Santisteban y Taberner 1983; López-Blanco 1993; Serra-Kiel y Travé, 1995) sincrónicamente con el desarrollo de los complejos de Montserrat y Sant Llorenç del Munt. La presencia fluctuaciones marcadas del nivel freático, esporádicas o episódicas (estacionales o plurianuales ?) deducidas a partir de:

1) análisis sedimentológicos e isotópicos de las microbialitas halladas en depósitos de relleno de canal (Anadón y Zamarreño, 1981; Zamarreño et al. submitted);

2) la dominancia de la palygorskita tanto en los depósitos aluviales de llanura de inundación, como en los lacustres y lagunares (Inglés y Anadón, 1991);

3) la abundancia de paleosuelos hidromorfos en depósitos aluviales de desbordamiento (Anadón, 1978a, Anadón et.al., 1985b), y

4) la presencia de rasgos sedimentológicos en carbonatos lacustres someros (Anadón, 1978a) que apuntan a un régimen estacional con períodos secos (Platt and Wrigth,1992; Wrigth and Platt, 1995).

42

3) Análisis de Facies.

3)ANALISIS DE FACIES

En el complejo de abanico costero de Sant Llorenç de Munt alternan depósitos terrígenos de abanico aluvial y costero (Fig. S.16) con facies de plataforma carbonática. Ambas asociaciones serán tratadas por separado.

3.1)FACIES TERRIGENAS En el caso estudiado, los depósitos terrígenos representan un porcentaje

muy elevado (superior al 90%) del volumen total de sedimentos (Fig. S.16). Dentro de éstos distinguiremos entre los depósitos de abanico aluvial y los de abanico costero [sensu Nemec y Steel, 1987) (Fig. S.17).

Abanico aluvial proximal 1 Frente deltaico-

"nearshore" Talud deltaico-

"offshore"

s.17) Bloque diagrama en el que se representan las relaciones entre los diferentes cinturones de facies del complejo de abanico aluvial- abanico costero.

Block diagram showing the relationships among the different alluvial fan and fan delta clastic facies belts.

3.1.1) ABANICO ALUVIAL Los depósitos aluviales se corresponden con la parte subaerea del

complejo de abanico costero de Sant Llorenç. Ésta tendría un radio comprendido ente los 9 y los 16 kilómetros, aproximadamente, y se caracteriza por la

43


Figura S.16) Mapa geológico de la zona de Sant Llorenç del Munt y Monserrat Es una reducción de un mapa a escala 1/50.000 producto de la simplificación de cartografías a escala 1/10.000. Realizado a partir de datos propios, cartografías realizadas junto a Jordi PINA, una cartografía inédita realizada por

Anna TRA VÉ y Nuria ALINS, y datos de UBACH (1990). Los punteados indican la existencia de unas facies mayorítarias (fondo) que engloban niveles de otras minoritarias (punteado).

Geological map of the Sant Llorenç del Munt and Montserrat areas. This map is a reduction of a 1/50.000 map elaborated from the simplification of several 1110.000 original maps. It comes from

own data, maps made along with Jordi PINA, a non-published map made by Anna TRAVÉ and Nuria ALINS; and data from UBACH (1990). The dotted areas indicate zones where there is a dominant

lithology (background) which intercalate otlier subordinate materials (dots).

presencia de brechas, conglomerados, areniscas y arcillas, las dos últimas litologías de colores predominantemente rojizos. Se han diferenciado dos c in turones de facies principales: abanico aluvial proximal (predominantemente conglomerático) y distal (o llanura deltaica)

1)ABANICO ALUVIAL PROXIMAL

El abanico aluvial proximal se corresponde con la zona más cercana al area fuente, en la que predominan los depósitos de grano grueso. En dicha zona se han distinguido cuatro facies principales:

Al) Conglomerados masivos poligénicos (foto 5, lámina 1), mal seleccionados, con predominancia de cantos de origen paleozoico y matriz arenosa localmente abundante; presentan una estratificación tabular difusa de> orden métrico-decimétrico.

Son facies depositadas a partir de flujos hiperconcentrados. Según Marzo y Anadón (1988) este tipo de depósitos se podrían producir por la rápida desaceleración de avenidas catastróficas de tipo "sheetflood" provenientes de un cañón, al llegar a la zona de abanico (figura S.17).

A2) Conglomerados y brechas predominantemente formados por cantos de carbonatos mesozoicos (fotos 3 y 4, lámina I); constituyen cuerpos tabulares de potencia variable (30 cms a 20 m), con base y techo abruptos y que constituyen excelentes niveles guía por su persistencia lateral kilométrica y su cementación característica.

Son depósitos de "debris-flow" y "sheetflood" cuyo carácter monogénico estaría ligado a cambios abruptos en la composición del area fuente, presuntamente relacionados con la actividad tectónica.

A3) Brechas monogénicas, exclusivamente compuestas por cantos de origen paleozoico (foto 1, lámina I); aparecen restringidos a zonas próximas a los frentes de cabalgamiento de las escamas de materiales paleozoicos.

44

PALEOZOICO Paleozoico indlferencíaclo

| (0i20fâs, 0'Qjvacas.cuC!fCilos. vjfco.îlas maTodolertos. esquistos, rmcfO-aocios ortOQ·^íses gronifos v oegrriotftos)

Formaciones Mediona V brechas del Cairat (arciHos 'irnos, orenrscos. canches v tMÄChos d« cornponenies Ir óseos)

1 . , " > ' > ,

l l i . .


Son depósitos de "debris-flow" generados en conos de deyección o taludes locales (figura S.17).

A4) Brechas poligénicas (derivadas tanto de la cobertera mesozoica como del zócalo paleozoico) con abundante matriz lutítica o arenosa de color rojo (foto 2, lámina I) y de gran extensión areal (hasta más de lOkm).

Depositadas a partir de avenidas catastróficas del tipo "debris-flow" cohesivo.

2) ABANICO ALUVIAL DISTAL-LLANURA DE ABANICO COSTERO Este cinturón de facies comprende los materiales depositados en la parte

subaerea del sistema, entre el abanico proximal y la línea de costa. Dentro de este cinturón de facies incluimos la parte subaerea del abanico costero (sensu Nemec y Steel, 1987). Esta parte es la equivalente a una llanura deltaica que se construye ganando terreno al mar y se denomina llanura de abanico costero. Como asociación de facies dominante encontramos, una facies principal de grano fino (A5), que engloba frecuentes intercalaciones de materiales arenosos y conglomeráticos (A6).

A5) Lutitas y areniscas rojas (fotos 6 y 7, lámina 1) que pueden presentar moteados de colores grises, verdosos y amarillentos, bioturbaciones producidas por raíces e intercalaciones de paleosuelos. Las areniscas, suelen presentarse en cuerpos tabulares de potencia centimétrica-decimétrica. Ocasionalmente se pueden preservar (si la bioturbación no es excesiva) laminación cruzada originada por la migración de ripples de corriente.

Se trata de depósitos distales-marginales del abanico, formados por procesos acuosos de desbordamiento y/o inundación.

A6) Conglomerados con cantos bien redondeados, matriz arenosa y fábrica sustentada por los clastos, que se presentan en cuerpos canaliformes (foto 6, lámina I), amalgamados o aislados (tipo "ribbon"). Localmente, en el interior de los cuerpos se pueden apreciar imbricaciones, estratificación cruzada y secuencias de tipo granodecreciente, aunque también pueden mostrar un aspecto masivo.

Son depósitos de canal distributario con carga de lecho de gravas y

arenas.

45


3.1.2)ABANICO COSTERO

En el abanico costero ("fan delta") podemos distinguir tres asociaciones o cinturones dié facies (Fig. S,17), Llaniira de abanico costero, Frente deltaico (de abanico costero)-"nearshore" y Talud deltaico (de abanico costero)-"offshore".

DLLANURA DE ABANICO COSTERO

Váséelapartado 3.1.1.2.

2)FRENTE DELTAICO (de abanico costero)-"NEARSHORE"

Es él cinturón de facies representa la zona de tránsito entre las facies subaerea^'y submarinas (Fig. S.17). Se caracteriza por el desarrollo de facies cohglomé'ráticas y arenosas que pasan a depósitos más finos (lutíticos) tanto hacia tierra (llanura de abanico costero) como hacia cuenca (talud de abanico cósté'foj'.'''

Las facies de frente de abanico costero pueden presentar disposiciones progradáhtes, retrogradantes y agradantes. Los depósitos progradantes se manifiestan por medio de secuencias estrato y granocrecientes (fotos 1 y 3, lámina II)' ¿lue no suelen sobrepasar los 20 metros de potencia. Estos depósitos cóiís'tituyeri prismas sedimentarios de hasta 4 kilómetros de longitud en la dirección de máxima progradación. Presentan una estratificación cruzada de gran escala y bajo ángulo. Hacia la cuenca suelen pasar a facies de margas gris-' azuladas de prodelta (foto 1, lámina III), generalmente pobres en fauna. Los dep'óslios' retrogradantes o agradantes están constituidos por secuencias granodeCíécientes de escasa potencia (excepcionalmente 8 metros) y forman prismas sedimentarios de menos de 1 kilómetro de longitud. La estratificación de estos deposito¿ suele ser horizontal a gran escala, aunque en su interior, muy loc'álmerité, 'se aprecien tramos de estratificación cruzada de bajo ángulo. Hacia la cuenca', éstas facies suelen estar cada vez más bioturbadas, pasando a margas arenosas ¿oñ abundante fauna .

' Esté''cinturón de facies está formado principalmente por materiales óíriginalfüenté depositados como barras de desembocadura, posteriormente retrabajádos y modificados por las corrientes costeras y la actividad orgánica. Así se pueden diferenciar tres grupos principales de facies: de barra de desembocadura, de retrabajamiento por el oleaje, y de retrabajamiento orgánico": '

"" FAC 1) ías facies de barra de desembocadura se depositan en la boca del caiiaí (¿üstAbutarió al llegar éste al mar. Se puede distinguir una zona proximal (1) formada por conglomerados y microconglomerados (fotos 2 y 5, lámina II)

46 ' ' — — -


que pueden mostrar una fábrica sustentada por una matriz arenosa o por ios Glastos y que presentan tanto un aspecto masivo como estratificación horizontal o cruzada de bajo ángulo hacia cuenca. Se trata de depósitos producidos por la descarga del material más grueso transportado por el canal distributario, al frenarse la energía de la corriente fluvial, al expandirse ésta al llegar al mar, formando barras, así como por la posterior migración de éstas debido a la acción de corrientes tractivas. Hacia la zona distal de la barra de desembocadura (2) los conglomerados pasan lateralmente a depósitos arenosos que se presentan generalmente como "sets" formados por cuerpos tabulares de ;potencia centimétrica-decimétrica (fotos 1 y3, lámina II). Pueden mostrar laminaciones paralela o cruzada de bajo ángulo, ripples de corriente, bases loçalmente erosivas con "tool casts", granoclasificación positiva, fragmentos ^vegetales orientados, cantos blandos y cantos imbricados. Son depósitos producidos por corrientes turbidíticas al expandirse el flujo "fluvial" de mayor densidaci al llegar a la desembocadura. También son frecuentes las facies ^^renosas con estratificación y laminación cruzada marcada por alternancias de .diferentes granulometrías (incluso granulos), indicando paleocorrientes hacia la cuejnca (NW). Los "sets", de espesor decimétrico-métrico, pueden presentar b,ases erosivas y gradaciones positivas. Estos depósitos son el producto de la.^gración de "megaripples" inducida por corrientes "fluviales" o de "outflow" en las zonas distales de las barras de desembocadura. ^ . . . .

FAC 2) Las facies de retrabajamiento por el oleaje pueden encontrarse tanto aisladas como intercaladas entre las de barra de desembocaduira. Son ^1 producto del retrabaj amiento y redistribución por el oleaje y otras, corrientes costeras del sedimento depositado previamente en la desembocadura de los distributarios. Este retrabaj amiento queda reflejado en: (1) "lags",de cantos y, granulos, producto del "lavado" en el "foreshore" de las granulometrías ,más finas de los depósitos de barra de desembocadura (foto 4, lámina II); (2) laminaciones paralelas y de bajo ángulo típicas del "foreshore"; (3) estratificaciones y laminaciones cruzadas, producto de la migración, de formas de lecho en el "shoreface"^ inducida por corrientes paralelas (SW-NE) o perpendiculares (NW-SE) a la línea de costa, (4) la presencia de jipples de oscilación (foto 4, lámina 11). .- ,

Tanto las facies de barra de desembocadura como las de retrabaj amiento por el oleaje pueden presentar grados de bioturbación variables. Igualmente i pueden hallarse deformadas, mostrando estructuras del tipo "dish" y/'pillar", producto de procesos de escape de agua, y de "ball & pillow" foi^naçâs por compactación diferencial y diferencias de densidad. . .^,.,.^ ;,


FAC 3) Las facies de retrabajamiento orgánico se pueden encontrar dentro de las secuencias negativas de frente deltaico progradante o a techo de éstas. Hacia cuenca estas facies pueden estar lateralmente relacionadas con facies carbonáticas de plataforma. El retrabajamiento orgánico afecta a sedimentos costeros y, en ocasiones, también a los subaereos. Se manifiesta por la presènèia de una bioturbación marina de intensidad variable (fotos 6 y 7, lámina II) que, en ocasiones, provoca la completa homogeneización del • sedimento.'Estas facies están asociadas a episodios de baja actividad fluvial, más patentes durante períodos transgresivos.

3)TALUD.DELTAIC0 (de abanico costero)-"OFFSHORE"

Es el cinturón de facies más distal del abanico (Figs. S.16 y S.17), bien desarrollado durante períodos de progradación del sistema. Generalmente presenta" pendientes deposicionales más pronunciadas que los depósitos sübaefeó'S y de frente. Consiste en depósitos margosos gris azulados (TAC 1) (foto-1, lámina III), los cuales esporádicamente engloban areniscas y conglomerados,, depositados a partir de flujos gravitacionales de sedimento (TAC 2), así como blöquesäeslizadosy"slumpizados"(TAC 3). La presencia de estas intercalaciones ligadas a procesos de resedimentación resulta más frecuente a partir del punto éil qtie las facies de frente de abanico costero progradante alcanzan la ruptura,, de pendiente asociada al margen de una unidad progradante infrayacente. ,n

TAC 1) Las facies de margas gris azuladas (fotos 1, 2, 3, 5 y 9, lámina III) son generalmente masivas y generalmente se interpretan como producto de la decantación del material más íino, aportado en suspensión a la cuenca por los cursos fluviales. Estudios palinológicos realizados recientemente (López Blanco y Solé dé Porta, 1993), permiten constatar que gran parte de estos depósitos margosos proceden de una transferencia casi directa, a partir de flujos en masa, desde im area fuente triásica a partir de flujos de tipo masivo hasta la cuenca.

• ' TAC 2) Los depósitos de flujos gravitacionales de sedimento se presentan confío iritercalaciones dentro de las facies margosas (TAC 1). Se presentan en foriha de depósitos canalizados o lobulares. De proximal a distal, los depósitos de estos flujos gravitacionales se componen de: (1) facies conglomeráticas y arenosas de "debris-flow" cohesivos (foto 6, lancina III); (2) facies conglomeráticas y arenosas canalizadas en "gullies" o "ribbons" de pocos metros de anchura e incididos en el talud del abanico, y depositadas por turbiditas de alta densidad (foto 2, lámina III) del tipo R3, SI y S3 de Uywe (1982); (3) margas,

'48 ' ' ' ' '" ~~


limos y capas de areniscas lateralmente ligadas a los depósitos de relleno de canal e interpretadas como facies de "levee" y/o desbordamiento; (4) margas y cuerpos arenosos y conglomeráticos de topografía convexa (foto 4, lámina III), de pocos cm a 2m de potencia, que se corresponden con depósitos-descorrientes de turbidez de alta (Rl, R2, R3, SI, S2 o S3 de Lowe, 1982) y/o baja densidad (Ta-b o Ta-c de Bouma, 1962) depositados en pequeños lóbulos (fotos 3, 4, 5 y i7,;lámina III) de decenas a cientos de metros de anchura y que estarían alimentados por los "gullies" y/o canales anteriormente descritos (Fig. S.17). M? Í .., -

Estos depósitos pueden proceder tanto de la desestabilización del taluçj. y del frente deltaico (por causas gravitacionales, de tipo tectónico, cornpactacióii. y/o exceso de sedimentación) como proceder casi directamente del area fuente, como se demuestra por el grado de conservación del póleh.ítfiásico resedimentado en López Blanco y Solé de Porta (1993). ' ,

TAC 3) En el talud y frente de abanico costero también se han recpnocido procesos de deslizamientos y "slumps", diferenciadose zonas extensionales (caracterizadas por estructuras tales como: fallas normales y lístricaSj ''rollover anticlines" y "boudinage") localizadas en la cabecera del deslizamiento y zonas compresivas (caracterizadas por estructuras de tipo compresionaj, como cabalgamientos, "horses", "duplexes", esquistosidad y pliegues con ve/gencia talud abajo; fotos 8 y 9, lámina III), situadas en la zona donde el desplazamiento de la masa inestabilizada se para o frena debido a una disminución ,de la pendiente del talud.

3.2)FACIES CARBONATICAS . u - , .

3.2.1)PLATAFORMA CARBQNATICA r ^ ; ,,. , , .

Las facies de plataforma carbonática ocupan un porcentaje,bastante bajo (inferior al 10%) del total del volumen de sedimentos (Fig. S.16)..Iôs tramos carbonáticos más importantes no superan los 20 m. de espesor. Losvdepósitos. de plataforma carbonática estan asociados a periodos transgresivos caracterizados por u^ aporte de sedimentos siliciclásticos muy bajo. Estos episodios transgresivos inundaron las llanuras del abanico costero, originando ¡extensas zonas de aguas poco profundas, favorables para el desarrollo de faunarmarina somera y la generación de depósitos carbonáticos. En algunos casos estas fades se pueden correlacionar lateralmente con sedimentos de frente de abanico costero retrabajadoá íJÓr los organismos. Generalmente las facies de plataforma carbonática se sitúan sobre "lags" conglomeráticos producidos .por el r'etrabajamiento por el oleaje. Suelen mostrar tendencias de tipo transgresivo,

^.^..^ ._ -'49


aunque en ocasiones, donde los depósitos carbonáticos están bien desarrollados (sucesiones de potencia decamétrica), pueden mostrar tendencias de tipo transgresivo/regresivo. Dentro de las plataformas carbonáticas se han distinguido dos asociaciones de facies principales.

1 )BARRA BIOCLÁSTICA

son las facies más frecuentes en los depósitos de plataforma carbonatica y suelen representar la parte transgresiva de las sucesiones carbonáticas de tipo transgresivo/regresivo. Vienen representados por cuerpos de 0.1 a 3m. de potencia (fotos 2, 3 y 4, lámina IV) y extensiones laterales de hasta 2,5 km hacia cuenca. Se han diferenciado cinco cinturones de facies principales orientados paralelamente a la paleolínea de costa. De más someros a más profundos, estos son:

(1) areniscas margosas y conglomeráticas, muy bioturbadas y con fauna de nummulites y bivalvos, correspondientes a depósitos de frente de abanico costero retrabajados por los organismos (foto 1, lámina V).

Estos depósitos pasan hacia cuenca a facies de barra bioclástica "sensu stricto", compuestas por "packstones" de foraminíferos, que se interpretan como acumulaciones de fauna in situ (Serra-Kiel, 1982 y Aigner, 1982). Estos foraminíferos están representados por nummulites (2) en las zonas más someras (foto 1, lámina IV), y pordiscocyclinas (3) en las más profundas (foto 2, lámina IV), y .

Los "packstones" se pueden encontrar interestratificados con "grainstones" de nummulites (4) que pueden interpretarse como pequeñas barras o "shoals", producto del retrabajamiento de las acumulaciones de fauna por medio de corrientes costeras.

Más hacia cuenca, los "packstones" de discocyclinas pasan a margas gris azuladas (fotos 3 y 4, lámina IV) con discocyclinas (5).

2)FACIES ARRECIFALES

Las facies arrecifales pueden pasar tanto vertical como lateralmente a facies de barra bioclástica (foto 4, lámina IV). Los arrecifes estudiados se desarrollaron sobre substratos conglomera ticos (foto 6, lámina III) o previamente colonizados por fauna (foto 4, lámina IV). Los organismos constructores son algas rodofíceas y corales. Se han distinguido dos tipos principales de arrecife, los arrecifes costeros y los arrecifes barrera:

Los arrecifes costeros, se localizan en las zonas más someras (SE) de algunas plataformas carbonáticas y sobre conglomerados retrabajados por el oleaje (foto 6, lámina IV). Se depositaron durante los períodos de máxima


transgresión asociados a algunas sucesiones carbonáticas. El núcleo árrecifal está formado por "boundstones" de algas rojas y corales que hacia cuenca pasan a "rudstones", producto de la destrucción del arrecife, y que a su vez pasan a facies de barra bioclástica.

Los arrecifes barrera generalmente se desarrollan en los últimos estadios de evolución de la plataforma, en ocasiones muestran un carácter regresivo. El núcleo árrecifal está formado por "boundstones" nodulosos algales y coralinos (fotos 4 y 5, lámina IV). Estas bioconstrucciones protegían una zona de "lagoon" situada hacia el SE, donde se depositaban facies margosas y de barra bioclástica. Hacia el NW se localizaba el talud árrecifal, caracterizado (de más proximal a más distal) por "rudstones", "packstones" y margas con discocyclinas.

En estas facies arrecifales P. Busquets y G. Alvarez han reconocido los siguientes taxones coralinos:

Cereiphyllia tenuis (Reuss) 1865 Actinatis cognata Oppenheim, 1901 Pontes sp. Perismilia bilobata (Michelin) 1946 Sinuosyphyllia macrogyra (Reuss) 1867

.'A

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Los directores:



' CAPITULO II: SANT LLORENÇ DEL MUNT Y MONTSERRAT

4)SECUENCIALIDAD

4.1 )INTRQDUCCIÓN

- - Cómo han afirmado Embry (1993), López-BIanco (1991 y 1993) y HeUand-' Hansen /'Martinsen (en prensa), las superficies objetivamente mejores para la delineacióh de ciclos son: 1) las superficies de maxima inundación (o de máxima transgresión) (secuencias estratígráficas genéticas de Galloway, 1989a) o, 2) las superficies de máxima regresión (secuencias transgresivo-regresivas de Embry, 1993). Las secuencias deposicionales no son objetivamente tan útiles tomo lasânteriores porque el reconocimiento objetivo y la correlación de los sectoi-eí-conforme ("comformable") y no conforme ("unconformable) de las superficies limitantes (tipo I, II o III), si es que en algún momento se han llegado a generar, es bastante difícil. Además, en algunas situaciones, como ciclos sin bajada relativa del nivel de base, estos tres tipos de superficie no se desarrollan.

En trabajos clásicos de análisis secuencial, los límites de las imidades éstratígrfficas o secuencias se atribuyen a superficies producidas en momentos o p'eilociös específicos de una curva de variación relativa del nivel de base, sin 'tenef en cuenta las posibles variaciones de aporte sedimentario. El aporte sédiñieritaiio es un importante factor que controla en parte la formación de las

'partes,'èórtejos, componentes etc. En la sucesión de Sant Llorenç del Munt y Montserrat se ha optado por

desarrollar una subdivisión estratigráfica basada en secuencias de tipo transgresivo-regresivo de diferentes jerarquías. La opción transgresivó-règtesiva-'ha'èido elegida, en vez de optar por una subdivisión en secuencias estratígráficas genéticas, ya que el sistema estudiado presenta una sucesión de depósitos- sübáereos, muy importante volumétricamente. En los ambientes •sübáéfeós^ás'superficies de máxima regresión son teóricamente más fáciles de reconocer que las superficies de máxima inundación. Las secuencias transgresivo-regresivas son aplicables a todas las escalas dentro de nuestro sistema; ••*•

- El'níòdélo de estratigrafía genética también sería fácil de aplicar a huestras'^ÚGesiones. Galloway (1989a) también tiene en cuenta el importante papel que juega el aporte sedimentario. El principal problema con el análisis estratigráfica genético (a parte de la dificultad existente èn el reconocimiento de las superficies de máxima inundación en los dominios aluviales) es que las

•ií .-i.¿

"52

4) Secuenciaïidad.

discordancias generadas en los estadios de máxima regresión se encontrarían dentro de las unidades aloestratigraficas definidas y no limitándolas.

La subdivision secuencial propuesta se basa en las relaciones entre fácies a través del tiempo y en las oscilaciones transgresivas-regresivas de diferentes ecalas y frecuencias que éstas muestran. Las transgresiones y regresiones están controladas por el eustatismo, la subsidencia y el aporte de sedimento. Una transgresión puede producirse incluso durante una bajada del nivel de base y una regresión durante una subida de éste. Lo que se observa en el.registro sedimentario es el resultado de la interacción entre estos tres factores úe control y las secuencias transgresivo-regresivas de diferente escala observada,s:iSon producto de esta Interacción, independientemente de cual de los tres, factores es más (o menos) importante o influyente. Estas secuencias son simplemente descriptivas y no son asimilables a variaciones de un sólo parámetro. - -

4.2)SUBDIVISION ESTRATIGRAFICA ,,,. - , . . .,

4.2.1)ESTRATIGRAFÍA DEL ABANICO COSTERO En el complejo de abanico costero de Sant Llorenç del Muijit s^ han

diferenciado unidades transgresivo-regresivas de varias escalas, p|Ndenes y "fecuencias" (López-Blanco, 1991 y 1993, y Rasmussen 1993). De menor a m^yor frecuencia estas unidades han sido agrupadas en cuatro subdiyis.iones principales: Megasecuencias compuestas, secuencias compuestas, secueiici^s fundamentales y secuencias de alta frecuencia. >; <;

DSECUENCIAS FUNDAMENTALES A . . >• , Las secuencias fundamentales (López-Blanco, 1991 y 1993),son,secuencias

transgresivo-regresivas de orden intermedio. Éstas muestran, potjencias que oscilan entre 3 y 80 metros y son reconocibles^ lateralmente djurante centenares de metros incluso kilómetros. Estas secuencias son subdividibles'.ejí dos partes, una transgresiva y otra regresiva. .,::, ;. o r . ^

La parte transgresiva se situa sobre una superficie transgresiva (que generalmente coincide o se funde con una superficie de máxima,¡regresión) y bajo una superficie de máxima inundación ( o de máxima transgresión). Esta parte de la secuencia muestra unas tendencias profundizantes, y granodecrecientes (Fotos 1 y 6, lámina V) reconocibles en depósitos, marinos .y costeros. Puede e^tar representada tanto por depósitos dç plataforma carbonática (Foto 1, lámina V) como por sedimentos terrígenos (Foto 6, lámina V). Esta parte de la secuencia se corresponde con el cortejo transgresivo de

CAPITULO n: SANT LLORENÇ DEL MUNT Y MONTSERRAT

Brown y Fisher (1977), los depósitos asociados a las transgresiones deposicionales ("depositional transgressions") de Curray (1964) y Swdft (1968) o transgresiones acrecionales ("accretionary transgressions") de Heiland-Hansen y Martinsen (en Prensa).

Los límites de las secuencias fundamentales vienen marcados por la- superficie transgresiva basal (Fotos 3 y 6, lámina V), generalmente

í coincidente con una superficie de maxima regresión. Estas superficies suelen aparecer, en las zonas costeras, como superficies erosivas de escaso relieve, que pueden cortar superficies de progradación (clinoformas) previas (Fotos 3 y 7,

' lámina V) y que están cubiertas por un pavimento conglomerático más grueso íquei los depósitos infra- y suprayacentes (Fotos 1 y 6, lámina V). Estos pavimentos muestran generalmente clastos perforados por fitófagos e incrustados por fauna marina de aguas someras como ostras, otros bivalvos y foráminiferos. Estas superficies marcan un cambio vertical abrupto, dentro de las facies costeras, de una tendencia granocreciente de somerización y progradación a otra granodecreciente de profundización y retrogradación. Como discuten López-Blanco (1991 y 1993) y Rasmussen (1993), estas superficies pueden; haberse generado por dos procesos diferentes en distintos, pero sucesivpíi, periodos de evolución del sistema deposicional:

• durante un período de máxima regresión (posiblemente relacionado con un estadio en el que predomina el" bypass" posiblemente en respuesta a un decrecimiento de la acomodación como consecuencia de una bajada del nivel del mar relativo o de xm periodo de "stillstand";

- • durante una transgresión erosional.

En López-Blanco (1993) este tipo de superficies y pavimentos de cantos se interpretan como generados durante un período de máxima regresión en areas donde se ha producido cierta erosión subaerea pero sin abarrancamientos imjportarités. Posteriormente esta superficie habría sido bioturbada y

'rétrabafáda por el oleaje durante la transgresión posterior. Este fetrabájámiento podría incluso borrar la mayor parte de las evidencias de incisión y encajamiento de cursos fluviales. Algunos hechos que apoyan esta opción són: la extensión hacia a la cuenca del pavimento conglomerático, su

' "marcada bake erosiva, la presencia de "outsized clasts", así como la existencia de "maàiz de color rojizo (Rasmussen, 1993).

La posibilidad de que estas superficies hayan sido generadas única y exclusivamente por una transgresión erosional ("rávihement surfaces" de

" Swift 1868 y Nummedal y Swift, 1987) ha sido abordada por López-Blanco (1991) - • f • • • , • • • • • - , • • - ? • • .

y'Rásmus'áen (1993). Esta transgresión erosional estaría relacionada con un

4) Secuencialidad.

período de bajo aporte de sedimento ligado, o no, a una subida relativa del nivel del mar. En este caso, los procesos de retrabajamiento ("winnowing") producirían la erosión de los sedimentos más finos, mientras que. parte de los materiales de grano grueso podrían provenir del "foreshore", habiendo sido transportados durante períodos de tormenta (Rasmussen, 1983). 2 \ c .

Las segunda posibilidad es aplicable a todos los límites de-secuencia fundamental, pero los procesos erosivos desarrollados durante la transgresión pueden estar sobreimpuestos a una superficie erosiva o de "bypass" previa...Xa

, conexión lateral entre algunos de los citados pavimentos (superficies^de erosión ; submarina) y la base de complejos de canales fluviales y niveles de paleosuelos

(López-Blanco, 1991, Bums, 1992 y Rasmussen, 1993) indicando un.episodio de -erosión, o no deposición, en ambientes subaereos, podría ser un puntoide apoyo para la opción regresiva-transgresiva. Sin embargo, como se señalan López-

-Blanco (1991) y Rasmussen (1993), tales relaciones pueden ser locales,, ya que también se encuentran canales encajados y paleosuelos en otras posiciones^, no

, conectados con las mencionadas superficies. i ; r r,i;..> > .

margas de 'offshore'

carbonatas de plataforma

aremscas bioturbadas

lutitas rojas (subaéreo)

Figura S. 18) Columna estratigráfica en la que se señala (flecha) una superficie de retrabajamiento transgresiVó que podría coincidir con el límite de secuencia fundanjeantal.;,,

Stratigraphic log showing a transgressíve reworídng surface (arrow) which could be a fundamental sequence boundary.

El reconocimiento de los límites de secuencia fundamental en el campo puede ser complicado. En una columna estratigráfica como la de la figura S.18, la

superficie límite de secuencia sería rápidamente atribuida a la localización del pavimento de cantos. Sin embargo, esta superficie puede ser un límite de

.secuencia o puede no serlo. Se necesita algo más que una serie estratigráfica para determinar donde se encuentra un límite de secuencia o cualquier, otra superficie clave ("key surface"). Normalmente, cuando nos ocupamos de, un

_paso vertical de depósitos subaereos a submarinos, este paso está marcado, por • 1 •/ , ' 1 . ' , . , - . . . <

una superficie neta destacada por un pavimento de cantos. Estas, superficies pueden ser fácilmente mal interpretadas como límites de, ççctjencia fundamental. Tras una correlación física, tanto hacia la cuenca como hacia zonas proximales, se podrá saber si una superficie es realmente un límite de secuencia o no lo .es,. La mala interpretación se puede dar en situaciones tan

.comunes como las mostradas en las figuras S.19 a y S.19 b. En S.19 a existe un paso lateral entre depósitos subaereos y submarinos. En este caso las. múltiples

.-55


superficies transgresivas locales pueden ser confundidas con una única

'nearshore'

.STMN^^=j=^^3^f»||;^^^jjÉB

::.: ^"""Ssrr---.!;: "BYPASS-^ : : : : ; : : S ^ : " ^ ^ l " ' ' • "'

^^^-C\. .

s:

Distancia "offshore' >««'« deltaico fluvial-almial

b) * ' " , superficie de máxima inundadón

Distancia

Figura S. 19) Cortes geológicos y esquemas temporales de dos tipos diferentes de partes transgresivas en una secuencia fundamental en los que se muestra la relación entre superficies y

fáciles, a) existiendo paso lateral entre depósitos marinos y no marinos; b) existiendo una superficie erosiva diácrona entre depósitos marinos y no marinos.

Geometrical and time cross sections of two different types of transgressive parts of fundamental sequence, sowing the relationships between surfaces andfacies. a) with a lateral

passage between marine and non-marine deposits, b) With a diachronous erosive surface between marine and non-marine depositsi.

. V < ' : La figura S.19 b muesta una situación muy similar a la de S.19 a. En este segundo caso, al trazar lateralmente la superficie en cuestión, ésta no se sitúa ni entre facies subaereas ni entre facies submarinas. Se trata de una superficie erosiva continua que separa los depósitos subaereos de los submarinos y que, hacia la cuenca coincide con un limite de secuencia fundamental. El problema estriba en eque esta superficie no es una superficie-tiempo sino una superficie diácrona que se habría formado durante la mayor parte del tiempo de sedimentación de la parte transgresiva de la secuencia fundamental. Esta superficie diácrona puede ser fácilmente mal interpretada como un límite de secuencia, ya que ambas superficies son coincidentes en algún punto o sector. La situación en la que se habría generado esta superficie es similar a la mostrada en la figura S.19 a, pero en en este caso los parámetros erosivos (mayores en S.19 b) o el aporte sedimentario (menor en S.19 b) condicionan que el paso lateral entre depósitos marinos y continentales desaparezca por erosión, generándose una superficie erosiva diácrona y no un límite de secuencia fundamental..

El reconocimiento de los límites de secuencia en porciones subaereas del sistema no es simple. La manera más simple para reconocerlos es el seguimiento

56

4) Secuencialidad.

en el campo de las superficies reconocibles en los depósitos marinos o costeros. En la mayoría de los casos la superí'icie de máxima regresión se puede seguir hasta la base de complejos de canales fluviales, pero como indican López-Blanco (1991 y 1993) y Rasmussen (1993) estos complejos de canal pueden ser locales, discontinuos y situarse en cualquier lugar dentro de la secuencia. Los horizontes de paleosuelos también han sido ligados localmente a dimites de secuencia fundamental por Bums (1992) y Rasmussen (1993).

Las superficies de máxima inundación (o de máxima transgresión) marcan, en la vertical, el cambio de una tendencia transgreisiva a una regresiva, y representan los momentos de máxima profundidad en el sistema, así como la máxima extensión tierra adentro de las facies marinas. En nuestro caso, las superficies de máxima intmdación se presentan como secciones condensadas asociadas a tasas de sedimentación bajas, e incluso a no deposición. Estas superficies son fácilmente trazables y reconocibles en el campo (Fotos-1-, 2ry-3, lámina V). • :;"':'l: ,

Comunmente los techos de las capas de carbonatos de platafotma han sido interpretados como superficies de máxima inundación. La cuestión no es tan simple, ya que, en algunos casos, parte de los sedimentos de grano finó situados por encima del carbonato todavía pertenecen a la parte transgresiva (figura S.20), representando depósitos de aguas más profundas que los carbonatos. En este caso, la superficie de máxima inundación tendría que ser trazada por encima del techo del nivel calizo. En el sistema estudiado también ise han observado carbonatos de plataforma que muestran tendencias de 'tipo somerizante y progradante. En este caso, una posible explicacióñí-es que los depósitos de plataforma carbonática pertenezcan parcialmente a la parte regresiva de la secuencia fundamental. Otra posibihdad es la que se deduée -de los trabajos de Pomar (1991 y 1993). Los períodos de máxima transgresión'sóh también los más favorables para la producción de carbonatóse^y esta'alta producción puede dar lugar a la progradación de la plataforma C2Ú'bonátícá,''a pesar de encontramos todavía dentro de la parte transgresiva de laüsecüenciai

El paso en una vertical de facies muy bioturbadas a pocoîo.apenas bioturbadas dentro de depósitos costeros (Foto 6, lámina V) o la presencia de concentraciones de fauna marina (generalmente foraminíferos) son otros criterios para distinguir estas superficies en secciones verticales. En cortes transversales o paneles de correlación, las superficies de máxima inundación quedan evidenciadas, además de por los criterios mencionados previamente, -por el máximo avance hacia tierra de las facies marinas. •- • '

57


Superficie de máxima inundación

Figura S.20) Correlación entre dos columnas estratigráficas donde se muestra una superficie de máxima inundación localizada en una posición más alta que el techo de una capa de carbonatosde plataforma. Correlation between two logs showing the location of a maximum flooding surface higher than the top of carbonate platform bed.

La par te regresiva consta principalmente de facies terrígenas, .Mcaracterizadas por una tendencia somerizante (grano y estratocreciente en

facies marinas y costeras), que progradan hacia cuenca (Fotos 4 y 7, lámina V), y que, a menudo, muestran una relación de "downlap" sobre la superficie de máxima inundación. El techo de la parte regresiva es el límite de la secuencia fundamental. Esta parte de la secuencia fundamental coincide esencialmente, en laimayoría de los casos, con el cortejo de alto nivel ("highstand systems tract") de Brown y Fisher (1977) y con los depósitos asociados a regresiones normales ("normal regression") de Helland-Hansen y Martinsen (en Prensa).

• Sin embargo, los episodios finales de este tramo regresivo pueden incluir, en algunos casos, depósitos equivalentes a cortejos de bajo nivel (Foto 5, lámina V) fC'lowstand.systems tracts") de Brown y Fisher (1977) o de regresiones forzadas (Foto 4, lámina V) ("forced regressions") de Posamentier et al. (1992b).

.'?>.; Las secuencias fundamentales muestran ciclos transgresivo-regresivos a v'escala de afloramiento y sus superficies suelen estar marcadas por cambios

iitólogicos y de facies. Como se ha visto anteriormente, hay claras diferencias .entre las. facies costeras y marinas pertenecientes a la parte transgresiva

(plataforma carbonática, frente deltaico retrabajado y playas) y las pertenecientes a la regresiva (frente deltaico progradan te y talud deltaico con turbiditas)v :

"i: if La parte regresiva de las secuencias fundamentales corresponde a una >j)rogradación del sistema de abanico costero relacionada con un incremento del aporte sedimentario. La parte transgresiva de la secuencia estaría relacionada con el decrecimiento o desaparición del aporte terrígeno,; con el consiguiente retrabajamiento por el oleaje, colonización por organismos y transgresión

58

4) Secuencialidad.

causados por el balance negativo entre una subida relativa del nivel del mar y la ausencia de aporte clástico.

La continuidad lateral de las secuencias fundamentales en secciones aproximadamente paralelas a la antigua línea de costa es variable." Cuando las secuencias fundamentales son potentes o registran importantes transgresiones y regresiones, éstas son más fáciles de seguir. Algunas veces al trasladarlos de una sección a otra, el número de secuencias fundamentales presente entre des niveles guía varía. Probablemente existe el mismo número de secuencias fundamentales en ambas secciones pero su expresión es diferente. Esto haría que algunas fuesen menos evidentes y se consideraran como ciclos de menor jerarquía dentro de una secuencia fundamental. El número de secuencias fundamentales puede cambiar lateralmente por dos motivos diferentes:,,. ,

-erosión diferencial ,,™.„_ .„ . -aporte sedimentario diferencial. v ;

La primera opción estaría relacionada con la posibilidad de que.la erosión existente en la base de las secuencias fundamentales (o en la base de algún sistema de canales fluviales importante) haga desaparecer alguna secuencia fundamental, en parte o por completo (figura S.21 a). Esta posibilidadino debe ser muy común, ya que no se han descrito superficies erosivas importantes.en :1a zona de estudio. En algunos casos muy excepcionales se han observado,, pero

¿éstas no afectan a depósitos costeros. .' "r. • .! La segxmda posibilidad es que los depósitos estén controlados poi* puntos

locales de aporte detrítico. En este caso la ausencia o presencia de depósitos de (una secuencia fundamental no depende de que hayan sido erosionados sino de i^que se hayan depositado, o no. Si el aporte sedimentario no es uniforme a lo

largo de la línea de costa, se pueden formar depósitos, tanto transgresivoscomo regresivos, de carácter muy local. Durante el estadio regresivo la progradación

£se derarrollará preferentemente cerca de los canales distributarios (figuras í S.21 b y S.21 c). Esta posibilidad comportaría la existencia de sistemas fluviales 1 (ríos) perennes en un sistema deltaico dominado por la acción.fluyial. ßn este f sistema serían frecuentes los subambientes de bahía interdistributaria, levees, •'- lagoons, etc. Dichos ambientes no han sido casi descritos en la zona de .«studio. El

sistema deltaico que se estudia es un sistema mixto dominado porfía acción fluvial (de tipo "braided") y el oleaje (Travé, 1988; López-Blanco,t 1991,y

i Rasmussen, 1993). En nuestro caso, esta segunda posibilidad no. alcanzaría extremos como los mostrados en la figura S.21 b. La existencia de puntQS-de

i desembocadura locales y cambiantes puede variar la magnitud de das >transgresiones o regresiones que se deducen de una misma secuencia o • •'.

I ' lel . ,:• V... i^^'---: .u . i i*: '

y 59


4 secuencias 3 fundamentales

3 secuencias 2 Jfundamentales i i

i¡:-l¡ú:i^f:::V:¡:-:V

Bms^^ssí rfnîïiïm^niïiïmnnniïiïmnïïiïiïmnniïiïmTiTiniïrb) E CEl {£}

3 secuencias 4 I fundamentales

Transgresivo

Regresivo

I offshore

I nearshore

m Continental

Límite de secuencia fundamental

Superficie de máxima inundación

Figura S.21) Posibles explicaciones de la variabilidad del número de secuencias fundamentales observable en diferentes secciones situadas paralelas al margen de cuenca a)

corte mostrando un posible origen erosivo; b) corte mostrando un posible ongen no deposicional relacionado con varios puntos de entrada de sedimento; c) mapa paleogeográfico ilustrando la situación b; d) corte mostrando un posible origen autocíclico de las secuencias

fundamentales, depositándose al mismo tiempo facies detríticas progradantes y carbonatos transgresivos en diferentes puntos; e) mapa paleogeográfico ilustrando la situación d.

' Possible explanation of the lateral (along strike) change on the expression and number of fundamental sequences, a) cross-section showing an erosionat origin, b) cross-section showing a noii-depositional origin related to local source points, c) paleogeographic map illustrating b. d) cross-section showing an autocyclical explanation involving the simultaneous deposition in

different places ofprograding clastic facies and transgressive carbonate platform, e) ' ' Paleogeographic map illustrating d ïJ

• - K í l

w -J8.I.J—.—Jl J - L .

4) Secuencialidad.

fundamental, haciendo que éstos cambien en importancia en una sección perpendicular a los aportes. Esta variación lateral de los valores de avance y/o retroceso de la línea de costa se reflejan en la expresión en el campo de la secuencia fundamental. Si en una sección los valores de transgresión o regresión resultan muy bajos, una secuencia fundamental real pitédé quedar enmascarada e incluirse dentro de otra, pasando a ser considerada cómo un secuencia de mayor frecuencia dentro de una secuencia fundamentad de; niayor jerarquía. ^ J^ - '

Todavía queda una tercera posibilidad, también relacionada con puntos de aporte de terrígenos localizados, pero con variaciones de aporte relacionadas con procesos de avulsión o migración de canales distributarios.' Así, simultáneamente, pero en diferentes partes del sistema, puede darse la deposición de facies de plataforma carbonática y de abanico costero progradante (figura S.21 d). En este caso las secuencias fundamentales serían locales, no tendrían valor cronoestratigráfico y se corresponderían con los ciclos de progradación y abandono de Alien ef al. (1987). . - ;Í

Tras un muestreo palinológico realizado en los depósitos marinos de la zona de Sant Llorenç del Munt, se ha detectado una ciclicidad en- ciertas características del polen hallado, que coincide con la ciclicidad de las secuencias fundamentales (López Blanco y Solé de Porta, 1993). ^

En el muestreo realizado se ha hallado gran cantidad de polen triásico resedimentado, siendo éste mucho más abundante en los tramos regresivos de las secuencias fundamentales que en los transgresivos. Este hecho se debe a que durante los tramos transgresivos, el aporte sedimentario procedente del area fuente sería mínimo; mientras que en los regresivos los aportes son muy importantes y pueden proceder directamente del area fuente.

También se ha observado que los granos de polen recogidos en los tramos transgresivos son los que presentan un más alto grado de conservación (menor transporte).

2)SECUENCIAS COMPUESTAS .:::' El patrón de apilamiento ("stacking pattern") de las ."secuencias

fundamentales ha sido estudiado (López-Blanco, 1991 y 1993) a lo largo de un corte de ocho kilómetros de longitud, localizado en la zona occidental del sistema de abanico costero de Sant Llorenç del Munt y orientado paraleíaniente a la dirección príncipal de transporte (SE-NW) (Anexo I y figura S.22). A partir de este corte geológico se han elaborado un par de gráficos que se muestran en la figura S.23. El primero (figura S.23 a) representa la trayectoria de la línea de

61


costa mientras que el segundo (figura S.23 b) representa la trayectoria del paso de los depósitos de frente deltaico a los de offshore. En base a estos dos gráficos se han definido una serie de unidades (López-Blanco, 1991 y 1993) caracterizadas por el patrón de apilamiento presentado por las consecutivas secuencias fundamentales. Así, las imidades se pueden dividir en dos grupos, las Unidades transgresivas y las Unidades regresivas.

t -

Contínental tv'tilji Frente deltaico

Tuibiditas I I Prodelta-offshore

lil i l í Flataftxmacarbonática

400m

Figura S.22) Corte geológico simplificado de parte del sector occidental del abanico de Sant Llorenç del Munt, a) fades; b) secuencias compuestas.

Simplified cross-section of the western sector of Sant Llorenç del Munt system. a)facies; b) composite sequences.

Las unidades transgresivas son grupos de secuencias fundamentales consecutivas cuyo apilamiento presenta ima tendencia de tipo retrogradacional, siempre combinada con una componente agradacional. Estas unidades están limitadas en la ¡base por una superficie de máxima regresión, correspondiente a -lámbase de la primera secuencia fundamental de la unidad. El techo viene marcado; por una superficie de máxima inundación, perteneciente a la secuenciaf fundamental más alta de la unidad y que pertenece también, en parte, a la.Unidad regresiva situada por encima. La potencia máxima de las unidades transgresivas oscila entre los treinta y los sesenta metros, aproximadamente. El retroceso'de la línea de costa durante la deposición de las unidades transgresivas oscila entre 1 y más de 4,5 km. í.,.01. Las unidades regresivas son grupos de secuencias fundamentales consecutivas cuyo apilamiento presenta una tendencia de tipo progradacional,

62

4) Secuencialidad.

siempre combinada con una componente agradacional. Están limitadas en su base por una superficie de máxima inundación y a techo por una superficie de máxima regresión (techo de la seguencia fundamental más alta de la unidad).La potencia máxima de estas unidades oscila entre los sesenta y los. doscientos metros. El avance de la línea de costa durante el depósito de las. unidades regresivas varía entre 3,5 y 7,5 km.

100 m

Figura S.23) Gráficos construidos a partir del corte de la figura anterior, en los que se muestra la variación en la horizontal de (A) la línea de costa y (B) el paso de facies costeras a

"offshore". En ellos también se muestra la posición de las superficies de maxima regresión y las " de máxima transgresión, así como la situación de las unidades transgresivas, unidades regresivas y secuencias compuestas. Cada una de las pequeñas cuñas representa una secuencia fundamental.

Graphs showing horizontal variations of (A) the coastline and (B) the passage from fan-delta front to offshore along the figure S.22 cross-section. Location of maximum regression and

maximum transgression and the position of transgressive units, regressive units and composite sequences. Each one of the srrmll wedges represents a fundamental sequence.

A partir de estas unidades transgresivas y regresivas se han definido las secuencias compuestas (figuras S.22, S.23 y S.24 y Fotos 1 y 2, lámina VI). ;Las secuencias compuestas han sido definidas (López-Blanco, 1991 y 1993) como secuencias transgresivo-regresivas formadas por parejas deÛinidades consecutivas, localizándose en la base de la secuencia una unidad transgresiva y sobre ésta una unidad regresiva. Estas secuencias presentan potencias que oscilan aproximadamente entre 100 y 300 metros (Fotos 1 y 2, lámina VI) ,y presentan una continuidad lateral (en secciones perpendiculares a los aportes) del orden de decenas de kilómetros, afectando, al menos, dos sistemas de abanico costero adyacentes (Sant Llorenç del Munt y Montserrat). Así, las secuencias compuestas están limitadas por superficies de máxima regresión que coinciden con los límites de uaa secuencia fimdamental, localizadas en la posición en la

J63


Figura S.24) Mapa de la zona de Sant Llorenç del Munt y Montserrat donde se diferencian: las megaunidades de la megasecuencia compuesta, las superfícies clave que delimitan las unidades de las

secuencias compuestas, los niveles guía de conglomerados monogénicos del abanico proximal de Sant Llorenç del Munt, así como la estructura del margen de la cuenca.

Map of the Sant Llorenç del Munt and Montserrat areas where the megaunits of the composite megasequence, key surfaces of the composite sequences, monogenic conglomeratic levels of the Sant

Llorenç del Munt fan, as well as the basin margin structure, are shown.

que se produce el cambio de un apilamiento progradacional de las secuencias fundamentales a uno de tipo retrogradacional (Fotos 1 y 2, lámina VI). La superficie de máxima inundación que separa una unidad transgresiva de una unidad regresiva posterior es la superficie de máxima inundación de la secuencia compuesta (Fotos 1 y 2, lámina VI). Esta superficie divide en dos unidades a la secuencia compuesta, al igual que divide en dos partes (transgresiva y regresiva) a la secuencia fundamental a la que pertenece.

Las secuencias compuestas aquí definidas son bastante similres a las descritas por Mitchum y Van Wagoner (1991). La mayor similitud (a parte del nombre) es que ambas quedan definidas a partir del estudio del apilamiento de secuencias de mayor frecuencia. Sin embargo existen una serie de diferencias a puntualizar.

Nuestras unidades transgresivas son comparables a los grupos de secuencias transgresivos ("transgressive sequence sets") y las unidades regresivas a los grupos de secuencias de alto nivel ("highstand sequence sets") de Mitchum y Van Wagoner (1991). Sin embargo, no se ha encontrado nada equivalente a los grupos de secuencias de bajo nivel ("lowstand sequence sets"), probablemente debido a las altas tasas de subsidencia y acomodación de la zona.

Las piezas fundamentales ("building blocks") de las secuencias compuestas de Mitchum y Van Wagoner (1991) son secuencias deposicionales, mientras que en nuestro modelo son secuencias de tipo transgresivo-regresivo (secuencias fundamentales).

Nuestras secuencias compuestas constan de una unidad transgresiva y una unidad regresiva, separadas por una superficie de máxima inundación coincidente con una superficie de máxima inundación de secuencia fundamental. De esta manera, existe una secuencia fundamental compartida y dividida entre dos unidades diferentes: las unidades transgresiva y regresiva de una misma secuencia compuesta (López-Blanco, 1991 y 1993). La unidad transgresiva de una secuencia compuesta no está constituida sólo por secuencias fundamentales completas, ya que está constituida por un número entero de secuencias fundamentales y termina con la parte inferior transgresiva de una secuencia fundamental. Una unidad regresiva comienza

64

Formaciones CAIRAT

Y MEDIONA

Figura S.24








Tel. 40213 76 Fax 40213 40

08071 Barcelona




Los directores:



ANEXO I Corte geológico del sector

occidental del abanico costero de Sant Llorenç del Munt

JS MANRESA

Rocafort ^^ El Pont;

\de JB ' Wüomavß

S - ;

Mura

Castellgalí ^W^' ^'"'^ \ de Castellet

Rellinars

10 km k

4) Secuencialidad.

con la parte superior regresiva de una secuencia compuesta (cuya parte transgresiva pertenece a la unidad transgresiva infrayacente) y es seguida por una serie de secuencias fundamentales completas. Este es el principal motivo por el que no llamamos grupos de secuencias ("sequence sets") a las unidades de las que consta una secuencia compuesta ya que estas unidades no están exclusivamente constituidas por secuencias fundamentales completas.

Dentro de las secuencias fundamentales se observan diferencias importantes entre las facies que conforman las partes transgresivas y las regresivas. En las secuencias compuestas, al estar éstas formadas por una sucesión de secuencias fundamentales, encontramos todas las asociaciones de facies definidas en el capítulo de análisis de facies. Sin embargo, a gran escala, existen ciertas diferencias litológicas y de facies entre las unidades transgresivas y regresivas.

UNIDAD TRANSGRESIVA

manno

UNIDAD REGRESIVA

marino

^><contweniaí

lí^ Transgresión 4+5+2+4=15 Regresión 3+2+1 =6

Tolal=-15+6=-9

-a> Transgresión 1+2+3= 6 Regresión 4+2+5+4= 15

Total=-6+15=9

Figura S.25) Esquema de formación de unidades transgresivas (A) y regresivas (B) en secuencias compuestas. Los números representan la magnitud del movimiento de la línea de costa hacia tierra o hacia la

cuenca. Imaginary example of building of transgressive (A) and regressive (B) units of composite sequences.

The numbers represent the magnitude of the landward or basinward movement of the coastline.

La unidad transgresiva de una secuencia compuesta está formada por una serie de secuencias fundamentales consecutivas que muestran un apilamiento retrogradante. Para obtener este apilamiento retrogradante se necesita que las partes transgresivas de las secuencias fundamentales que constituyen la unidad, estén más desarrolladas que las regresivas (figura S.25 a). En las unidades regresivas, por el contrario, las partes regresivas de las secuencias fundamentales tienen que estar más desarrolladas que las transgresivas (figura S.25 b). De esta manera, el volumen y magnitud de los depósitos de las partes transgresivas de las secuencias fundamentales (asociaciones de plataforma carbonática, frente deltaico retrabajado y playa) será más importante durante la deposición de las unidades transgresivas de las secuencias compuestas. Por el contrario, el volumen de los depósitos de las partes regresivas de las secuencias fundamentales (asociacionesabanico costero progradante) serán más

65


importantes durante la deposición de las unidades regresivas de las secuencias compuestas. Por consiguiente, las unidades transgresivas de las secuencias compuestas son más ricas en depósitos de plataforma que las unidades regresivas anteriores y posteriores. Esta diferencia de facies se evidencia en las partes distales del sitema, como se muestra en la figura S.26. En dicha figura se representan tres columnas estratigráflcas realizadas en las zonas distales de tres secuencias compuestas diferentes. En todas ellas se puede apreciar una unidad transgresiva inferior formada esencialmente por carbonatos de plataforma, bien diferenciada de una unidad regresiva superior formada por margas de "offshore"-prodelta y depósitos de frente deltaico progradante.

Secuencia compuesta de Sant Vicenç

Secuencia compuesta de Manresa

Secuencia compuesta Vilomara

Figura S.2Ä) Columnas estratigráflcas simplificadas de las partes distales de tres secuencias compuestas diferentes (Sant Vicenç, Vilomara y Manresa) mostrando las diferencias, en una sección vertical, entre las facies de las unidades transgresivas y las de las regresivas .

Simplified strati graphic logs of the distal parts of three different composite sequences (Sant Vicenç, Vilomara and Manresa) showing the facies differences (in a vertical succession) between transgressive ami regressive units.

Tras un muestreo palinológico realizado en los depósitos marinos de la zona de Sant Llorenç del Munt, se ha d e t e c t a d o , en ciertas características del polen hallado, un reflejo de la ciclicidad representada por las secuencias compuestas

(López Blanco y Solé de Porta, 1993). Al estudiar la evolución del porcentaje de palinomorfos triásicos por

muestra a lo largo de las secuencias compuestas (Fig. S.27) se detecta que éste disminuye progresivamente durante el intervalo regresivo de dichas secuencias. Este hecho va ligado al tipo de facies muestreadas, siendo el polen resedimentado más abundante en facies de talud deltaico y prodelta y más escaso en el frente deltaico.

También se ha observado que los granos de polen recogidos en las unidades transgresivas de las secuencias compuestas son los que presentan un más alto grado de conservación (menor transporte).

66

4) Secuencialidad.

% de palinomorfos del Triásico

100

18 Unidad Transgresiva

Unidad 11 Regresiva

Unidad Transgresiva 2

I IS

O 6 í> 3 u

CO

\ 3 Q.tÜ

o ^

^ <

D -O en

Figura S.27) Esquema en el que se muestra la variación en el porcentaje de palinomorfos triasicos resedimentados a lo largo de la sección estudiada y su relación con las secuencias compuestas. Los números indican el número de muestra.

Sketch showing the variation along the studied section of the percentage of resedimented triassic pollen grains and their relation with the defined composite sequences.

3)MEGASECUENCIAS COMPUESTAS

Tras el estudio del tipo de apilamiento de la sucesión de secuencias compuestas y la trayectoria de la línea de costa resultante (figura S.28) se puede definir una escala de ciclicidad mayor.

Figura S.28) Modelode apilamiento de las sucesivas secuencias compuestas del area estudiada, mostrando una tendencia transgresivo-regresiva (megasecuencia compuesta). Stacking pattern of the successive composite sequences exhibiting a transgressive to regressive trend (composite megaunit).

~> k m — — — — superficie de máxima J iDUDdaciÓD de secuencia compiKSU

Hmile de secuencia compuesta

La parte inferior de la sucesión (secuencias compuestas de Bogunyà, Cal Padró y Sant Vicenç) muestra una tendencia de tipo agradacional a retrogradacional, evidenciada pcûn retroceso de la línea de costa de unos 0,5

67

CAPITULO m SANT LLORENÇ DEL MUNT Y MONTSERRAT

km. La ordenación mostrada es similar a la existente en las unidades transgresivas de las secuencias compuestas. En este caso las piezas no son secuencias fundamentales sino secuencias compuestas. De esta manera, la parte inferior de la sucesión ha sido definida como una Megaunidad transgresiva. Una megaunidad transgresiva comprende un grupo de secuencias compuestas consecutivas cuyo apilamiento muestra tendencias de tipo retrogradacional o transgresivo. El techo de la megaunidad transgresiva es una supericie de máxima iundación que, en este caso, coincide con la superficie de máxima inundación de la secuencia compuesta de Sant Vicenç. La base de esta megaunidad vendria determinada por una superficie de máxima regresión, coincidente con un límite de secuencia compuesta, situada en el cambio de una tendencia de tipo progradacional a otra de tipo retrogradacional en el apilamiento de las secuencias compuestas.

La parte alta de la sucesión (secuencias compuestas de Sant Vicenç, Vilomara, Manresa y Sant Salvador) muestran un apilamiento claramente progradacional con un avance total de la línea de costa de unos 10 Km. Se trata de una ordenación similar a la de las unidades regresivas de las secuencias compuestas, por lo que se ha optado por llamarlas Megaunidades regresivas. Las megaunidades regresivas son grupos de secuencias compuestas consecutivas cuyo apilamiento muestra una tendencia de tipo progradacional o regresivo. La base de una megaimidad regresiva es una superficie de máxima inundación (en este caso, la de la secuencia compuesta de Sant Vicenç), donde se produce el cambio de una tendencia de apilamiento de tipo transgresivo a otra de tipo regresivo. El techo de una megaunidad regresiva vendría determinado por un límite de secuencia compuesta en el que se daría el cambio de un apilamiento de tipo progradacional a otro de tipo retrogradacional. En nuestro caso este límite estaría a techo de la secuencia compuesta de Sant Salvador, donde se produce un importante cambio en toda la cuenca, con el paso a una deposición de tipo evaporítico y, posteríormente, el fin de las condiciones marínas en la cuenca del Ebro.

Una megasecuencia compuesta es una secuencia de tipo transgresivo-regresivo construida por una pareja de megaunidades consecutivas; una megaunidad transgresiva en la base y una regresiva sobre ésta (Fig. S.24). La sucesión de abanico costero estudiada constituye una megasecuencia compuesta de 1300 metros, que sería equivalente a la secuencia deposicional de Milany de Puigdefàbregas et al. (1986), presuntamente relacionada con la evolución tectónica de los Pirineos.

Dentro de esta megasecuencia compuesta se ha distinguido una megaunidad transgresiva inferior y una regresiva superior. Lo que no se ha

68

4) Secuencialidad.

podido distinguir son los cambios de tendencia regresiva a transgresiva que determinarían los limites inferior y superior de esta megasecuencia compuesta. Los límites de esta megasecuencia no son lo suficientemente precisos. Debido a la falta de afloramientos resultante del buzamiento regional de toda la serie hacia el interior de la cuenca (figura S.29), no sabemos a que profundidad por debajo de la cuña marina de Monistrol se localiza la base de la megasecuencia. También se desconoce si la secuencia compuesta de Monistrol es la primera de la megasecuencia o no. El límite superior es más fácil de determinar, a pesar de no estar delimitado por ningún cambio en el tipo de apilamiento de las secuencias compuestas, sino por un cambio regional que afecta a toda la cuenca. Este cambio viene marcado por el final de la deposición de abanicos costeros y el inicio de una sedimentación evaporítica que culmina con el fin de las condiciones marinas en la cuenca del Ebro. Este cambio está relacionado con un confinamiento de la cuenca.

Figura s.29) Corte simplificado de la parte inferior del complejo de abanico costero de Montserrat. Simplified cross-section of the lower part of Montserrat fan-delta complex.

En las secuencias compuestas se detectan ima serie de diferencias entre las facies que forman las unidades

transgresivas y las unidades regresivas. En las megasecuencias compuestas, al estar constituidas por una sucesión de secuencias compuestas, también encontramos este tipo de diferencias entre las diferentes tipos de megavmidades.

Así, la megaunidad transgresiva de una megasecuencia compuesta es más rica en depósitos de facies carbonáticas de plataforma que la megaunidad regresiva de la misma secuencia, ya que la megaunidad transgresiva está formada por una serie de secuencias compuestas con unidades transgresivas bien desarrolladas, y estas unidades transgresivas están constituidas por secuencias fundamentales con sus partes transgresivas bien desarrolladas.

Estas diferencias serían más evidentes en las zonas distales del sistema. En el area estudiada no existen secciones lo suficientemente potentes de areas distales, pero el sondeo Castellfullit 1 corta los equivalentes distales de los sistemas de abanico costero de Sant Llorenç del Munt y Montserrat. La figura S.30 es una coliunna estratigráfica simplificada de parte del sondeo Castellfullit

69


1, donde podemos distinguir las megaunidades ti-ansgresiva y regresiva de la megasecuencia de Milany. A pesar de que la sucesión marina está principalmente compuesta por calizas bioclásticas de plataforma carbonática y margas de "offshore", se puede diferenciar dos tramos distintos. El tramo inferior, compuesto mayoritariamente por carbonatos, se correspondería con la megaimidad transgresiva, en contraste con el superior, que está esencialmente constituido por margas de "offshore" y prodelta.

CASTELLFULLIT -1

500 Evaporitas

margas de

offshore

ptaiaforma carbonática

conúnental

=niegaunidad

legasecuencia Compuesta de Milany

megaunidad transgresiva

Figura S.30) Columna estratigráfica simplificada de parte del sondeo Castellfullit 1 donde podemos distinguir las megaunidades transgresiva y regresiva de la megasecuencia de Milany.

Simplified stratigraphic log fi'om part of the Castellfiillit 1 well, where the transgressive and regressive megaunits of the Milany tnegasequence can be distinguished.

4)RELACIÓN CON AREAS VECINAS

El area estudiada se encuentra situada entre dos zonas donde los sedimentos marinos paleógenos afloran extensamente. Estas zonas son la de Igualada, al WSW, y la de Vic al NE (figura S.31).

Neógeno y cuaternario | (cuenca del Vallès-Penedès) \

I Paleógeno Marino llerdiense\ (cuenca del Ebro)

0;; ; ; ; ; ; ; ; ; : : ; ; ; : ; ; i ; i ; ; ; ;^; ; ; ;20km;

Figura S.31) Mapa en el que se muestran los depósitos paleógenos de los alrededores de los sistemas de Sant Llorenç del Munt y Montserrat, así como la localización de las zonas de Igualada y Vic. Map showing the Paleogene Sant Llorenç del Munt and Montserrat systems, and the location of the

Igualada and Vic areas.

70

4) Secuencialidad.

O >

<

cu LLI CO

O

Oí

O

< CO

<

< I

<

-, r^

~

Mdl esueiuotjog 81 8S 91 d

¿1 as oajriT 91 as

f 1 d l l Z i Z Y l CZL I f S l g9 l l 61

o|3!3 ' o p p oS -Ol

Figura S.32) Esquemas litoestratigráficos, cronoestratigráficos y secuenciales de las zonas de Igualada y Vic (Serra-Kiel y Travé, 1995) y su correlación con las sucesiones de Sant Llorenç del Munt y Montserrat. Flecha continua=correlación directa; flecha discontinua=correlación indirecta. Uthostratigraphic, chronostratigtraphic and sequential schemes of Igualada and Vic areas (Serra-Kiel and Travé, 1995), and their correlation with Sant Llorenç del Munt and Montserrat successions. Continuous arrow=direct correlation: discontinuous arrow=no direct correlation.

En dichas areas, la s e c u e n c i a de Milany (Puigdefàbregas et al., 1986) se caracteriza por presentar dos ciclos de tipo transgresivo-regresivo (Serra-Kiel y Travé, 1995) que se muestran en la f i g u r a S . 3 2 La cronoestratigrafía de estos dos ciclos Bartonienses se apoya en datos magnetoestratigráficos y estudios bioestratigraficos de foraminíferos planctónicos y macroforaminíferos, y está basada en los trabajos de Burbank et al. (1992), Cande y Kent (1992), Berggren eta7. (en prensa) y Serra-Kiel et al. (en prensa), respectivamente.

Las sucesiones de Sant Llorenç del Munt y Montserrat han podido ser correlacionadas

en parte con las de Igualada y Vic (figuras S.32 y S.33). La correlación física efectuada con la zona de Igualada ha demostrado:

•la coincidencia de la base del 2° ciclo transgresivo-regresivo de Serra-Kiel y Travé (1995) con la base de la secuencia compuesta de Manresa;

71


•la coincidencia de la superficie de máxima inimdación de dicho 2° ciclo con la superficie de máxima inundación de la secuencia compuesta de Manresa;

•y la coincidencia del techo del segundo ciclo con el techo de la megasecuencia compuesta de Milany.

La correlación con la zona de Vic se ha reUzado a partir de los puntos de control que acabamos de mencionar para la zona de Igualada y de los datos magnetoestratigráficos disponibles a partir de de los trabajos realizados por Burbank y colaboradores tanto en Igualada (Burbank er ai., 1992), como en Montserrat (López Blanco et al., en prensa). Del análisis de todos estos datos, se desprende que la superficie de máxima inundación del primer ciclo (Serra-Kiel y Travé, 1995), se localiza dentro de un período de polaridad magnética inversa (18.1 r) que no está representado en la serie magnetoestratigráfica de Montserrat. El equivalente de esta superficie se situaría por debajo de la superficie de máxima inundación de la secuencia de Cal Padró (17.3 r), pudiendo corresponder con la superficie de máxima inundación de la secuencia compuesta de Monistrol.

Sant Llorenç del Munt y Montserrat

Igualada y Vic

Ss 0

S 1 Mol ^ ffl V i 2 r-

B|cp ^ Re ¿: MO

U c ^ ; ^ ^ ^ — - _ ^^<<^::: . i « ; ^ ; = ^ ^ _ _ _ _ - _ _ ; >

Us:^^!^— \:::::::::::: —aS:^;^^^ 7 V::::::;:

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0) i í

o • —

> 2 H >> "o

É u

Figura S.33) Relaciones entre la megasecuencia compuesta, las diferentes secuencias compuestas y sus superficies más importantes definidas en este trabajo, y los ciclos y superficies definidos por Serra-Kiel y Travé (1995) en las areas de Igualada y Vic. Las líneas continuas indican límites de secuencia, las discontinuas máximos transgresivos. Ss=Secuencia de Sant Salvador, Ma=Secuencia de Manresa, Vi=Secuencia de Vilomara, Sv=Secuencia de Sant Vicenç, Cp=Secuencia de Cal Padró, Re=Secuencia de Rellinars, Mo=Secuencia de Monistrol.

Relations among the composite megasequence, the different composite sequences and their key surfaces defined in this work, and the cycles and surfaces defined by Serra-Kiel & Travé (1995) in the Vic and Igualada areas. Continuous lines represent sequence boundaries, the discontinuous ones represent transgressive maxima. Ss=Sant Salvador sequence, Ma=Manresa sequence, Vi-Vilomara sequence, Sv=Sant Vicenç sequence, Cp=Cal Padró sequence, Re=Rellinars sequence, Mo=Monistrol sequence.

De esta manera, el primer ciclo de Serra-Kiel y Travé (1995) englobaría cinco de las cinco secuencias compuestas de la zona de Sant Llorenç del Munt, mientras que el segundo ciclo abarcaría las dos últimas.

Como se desprende de esta correlación, el significado e importancia de ciertas superficies varía de unas zonas a otras de la misma cuenca.

En el area de Montserrat-Sant Llorenç del Munt se ha reconocido una gran secuencia transgresivo-regresiva (megasecuencia compuesta de Milany) que se puede subdivir en un tramo inferior agradante-transgresivo

72

4) Secuencialidad.

(megaunidad transgresiva) y un tramo superior regresivo (megaunidad regresiva). Ambos están separados por una superficie de máxima inundación que indica el cambio de tendencia. Esta superficie de máxima inundación, que es la superficie más importante dentro de la megasecuencia compuesta definida, no se correlaciona con ninguna superficie análoga de importancia en las zonas adyacentes de Vic e Igualada..

En la zona estudiada, la superficie de máxima inundación del primer ciclo deSerra-Kiel y Travé, (1995) se correspondería con el techo del primer tramo transgresivo (de la secuencia compuesta de Monistrol) el cual produce un retroceso de la línea de costa de más de 5 kilómetos.

El techo del primer ciclo (y base del segvmdo) se corresponde con el techo de la secuencia de Vilomara, que representa la culminación de una de las regresiones más importantes registradas en la zona de estudio y que implica un avance de la línea de costa de unos 3,5 km.

El techo del tramo transgresivo del segvmdo ciclo se corresponde con la superficie demáxima invmdación de la secuencia compuesta de Manresa. En el tramo transgresivo de esta secuencia no se detectan importantes depósitos carbonáticos, a pesar de que dicho tramo se asocia a una de las transgresiones más extensas que se reconocen en la zona y que implica un retroceso de la línea de costa de irnos 4 km.

4.2.2)ESTRATIGRAFÍA DEL ABANICO ALUVIAL

1) FACIES La parte proximal de la sucesión de abanico aluvial de Sant Llorenç de

Munt está constituida por cuatro asociaciones de fades principales (fig, S.34).

A) conglomerados masivos, poligénicos, formados por clastos que reflejan un area fuente constituida por materiales del zócalo paleozoico y de la cobertera mesozoica. Son depósitos de "debris" y "stream flow".

B) Brechas de "debris-flow" ricas en matriz arcillosa y con una composición similar a la de los conglomerados ya descritos.

C) conglomerados y brechas de composición monogénica, constituidos principalmente por clastos carbonáticos provenientes de la cobertera mesozoica. Por su color blanco y su fuerte cementación, éstos constituyen excelentes niveles guía, de gran utilidad para subdividir la sucesión aluvial.

D) Brechas monogénicas formadas por clastos de origen paleozoico (pizarras y esquistos), ligados a las unidades paleozoicas cabalgantes de la Cadena Prelitoral.

73


O O oo

I

Conglomerados y brechas monogénicas

derivados de la cobertera

Secuenci a 2

Areniscas rojas

Lutitas rojas

Brechas poligénicas

Secuenci a

Conglomeradospoligénicos

^ T T ^ T T ^ T ^ T

^ ^ t ^ ^ ^ ^ ^

Brechas monogénicas derivadas del zócalo

Figura S.34) Columna estratigráfica ideal de los depósitos de abanico aluvial proximal del sistema de Sant Llorenç del Munt. También se muestra la subdivisión secuencial.

IdealstraíigrapMc succession of Sani Llorenç del Munt proximal alluvial fan deposits. Sequential subdivision is also shown.

2)SECUENCL\LIDAD La sucesión vertical de tres (A, B y C) de los cuatro tipos principales de

facies que integran el abanico proximal nos ha permitido (López-Blanco et al, 1993) diferenciar un mínimo de cinco secuencias de entre 40 y 150 metros de potencia (Foto 3, lámina VI), Las secuencias más completas (S.34 y S.35) comienzan con una superficie neta sobre la que se sitúan depósitos conglomeráticos poligénicos (A). Este término A puede evolucionar en la vertical hacia facies de brechas poligénicas (B) que, en ocasiones, está recubierto por una fina (<lm) capa de arcillas, limos o areniscas rojas (E en la figura S.34). El término superior de cada secuencia aluvial está representado por conglomerados y brechas monogénicos derivados de la cobertera mesozoica (C) con base y techo netos y, localmente, claramente erosivo. Las brechas monogénicas derivadas del zócalo paleozoico (D) presentan una distribución areal restringida a las areas próximas a escamas cabalgantes de materiales paleozoicos y están generalmente intercaladas entre conglomerados poligénicos (A).

74

4) Secuencialidad.

LITOLOGIA

Conglomerados y brechas de

cobertera Brechas

poligénicas gradual

conglomerados poligénicos

CONTACTOS neto

-neto/erosivo-

-neto-

% DE GLASTOS DE COBERTERA

¿ sobre 80% (máximo)

bajo 20% '^~ (mínimo)

disminución

Figura S.35) Esquema de una secuencia aluvial proximal del abanico aluvial de Sant Llorenç del Munt. Scheme of a proximal alluvial sequence on the Sant LLorenç del Munt alluvialfan.

C o m o se

m u e s t r a en la

figura S.35, existe

u n a correlación

e n t r e las

secuencias

definidas en las

facies aluviales y

la variación en la

vertical del porcentaje de clastos mesozoicos. Dichas variaciones pueden ser

utilizadas para definir las secuencias en los depósitos aluviales, cuando los

cambios litológicos no son claros. El estudio detallado de una de estas secuencias

(figura S.36) muestra que las tendencias existentes en la variación de la

composición de los cantos en la vertical pueden reconocerse en todo el abanico,

tanto en secciones paralelas como transversales a los aportes sedimentarios.

Este tipo de secuencias han sido interpretadas como respuesta a cambios

en el tipo aporte de sedimento, probablemente ligado a modificaciones en el

sistema de drenaje en el area fuente del abanico, cambios principalmente

inducidos por la actividad tectónica.

Entre el abanico aluvial proximal (conglomeratico) y los depósitos

transicionales de abanico costero existe un cinturón de facies de abanico aluvial

distal-llanura de abanico costero de extensión variable. Este cinturón de facies

está constituido por lutitas y areniscas rojas que intercalan canales

conglomeráticos y arenosos.

El paso de facies del abanico aluvial proximal a distal muestra tendencias

de tipo retrogradante y progradante, que pueden utilizarse para realizar

subdivisiones estratigráficas.

En la zonas más proximales del sistema de Montserrat, Anadón et al.,

(1985b) definieron ocho unidades conglomeráticas separadas entre ellas por

75


intervalos lutítico-arenosos de escasa potencia (S.37). Estos intervalos de grano fino aumentan su potencia hacia la cuenca e indicarían los momentos de máxima retrogradación del sistema aluvial dentro de ciclos de tipo retrogradante-progradante.

50m

5 km

O 100

% de Glastos de cobertera

Figura S.36) Correlación de perfiles de porcentaje de cantos de rocas mesozoicas en el abanico aluvial de Sant Llorenç del Munt. 1-2 sección paralela a la dirección de aporte

sedimentario; 2-5 sección transversal. Correlation of mesozoic-clast percentage logs in the Sant Llorenç del Munt alluvial fan. 1-2

downdip section; 2-5 transverse section.

En el sistema de Sant Llorenç del Munt, al estudiar el paso lateral entre facies de abanico aluvial proximal a distal, se ha observado una ciclicidad similar a la definida en el abanico de Montserrat.

Figura S.37) Estratigrafía de Montserrat En las zonas más proximales se pueden distinguir 8 cuñas de conglomerados. Con las letras A-E se han designado las interdigitaciones de materiales marinos con

los depósitos aluviales (from Anadón, Marzo y Puigdefábregas, 1985). Montserrat stratigraphy. In the most proximal areas 8 conglomeratic wedges can be distinguished.

With the letters A to E the marine intercalations have been distinguished. A.R=Red sandstones (from Anadón, Marzo and Puigdefábregas, 1985).

76

4) Secuencialidad.

o o ro

o .o o

o o o o e

—r-o o

77


4.3)DISCUSIÓN La organización secuencial del relleno sedimentario de una cuenca o

porción de la misma está relacionado con tres factores de control principales: clima, variaciones del nivel del mar y actividad tectónica. Como se muestra en la figura S.38, estos factores pueden estar interrelacionados entre sí.

C+ ACTIVIDAD T E C T O N Í C A )

I -humedad

_ + formación •" de relieves

I • + erosión "

1

7 I /'+ subsidencia de la cuenca

/ + acomodación

(.

i + aportes de sedimento Q SUBIDA DEL

IVEL DEL MA d PROGRADACION RETROGRADACION

BAJADA DEL NIVEL DEL MAR D T^

I

- aportes de sedimento

^ - erosión

I / - formación ^ _-subsidencia de la cuenca/ j e relieves — —

I /• 1

CALENTAMIENTO) —r

- acomodación T I + humedad |

I

C - ACTIVIDAD TECTÓNICA)

Figura S.38) Factores que controlan la ciclicidad transgresivo-regresiva. Controlling factors of the transgressive-regressive cyclicity.

Las variaciones del nivel del mar dan lugar a variaciones en el espacio de acomodación. Las variaciones climáticas generalmente dan lugar a cambios en el nivel del mar (acomodación) y modifican el volumen de aportes sedimentarios al controlar también los parámetros de erosión. La actividad tectónica puede dar lugar a variaciones en la subsidencia (acomodación), en el volumen de aportes sedimentarios e incluso a variaciones climáticas locales.

El estudio magnetoestratígráfico de la sucesión paleógena del area de Montserrat (López-Blanco et al. en prensa), permite estimar la duración de los diferentes tipos de secuencias reconocidas en este trabajo (figura S.39).

78

4) Secuencialidad.

Ciclos de 3er orden (Haq et al.. 1987)

Secuecias compuestas

es =«

Sant Salvador

Manresa

Vilomara" Sant Vicenç

Cal Padró

Bogunyà

Monistrol

18n.i II &

I8n.2n

).221

100 m. Superciclos de 2° orden Curva eustática

(Haq etaL, 1987) (Haq çLaL, 1987)

Magnetozonas (López-Blanco et ai., in press)

Figura S.39) Correlación entre magnetozonas (Cande y Kent. 1992), ciclos de 2° y 3er orden y la curva eustática global (Haq et al., 1987) y las secuencias compuestas y

megasecuencias compuestas deñnidas. Correlation between magnetozones (Cande & Kent, 1992), 2nd and 3rd order cycles and the

global eustatic curve (Haq etal, 1987} and the defined composite sequences and megasequence.

79


Así, la megasecuencia compuesta de Milany comienza cerca de la base de la magnetozona 18n.2 n (~40,2 Ma) y acaba dentro de la 17n.l n (~37,2 Ma). Por consiguiente, esta secuencia muestra una duración aproximada de unos 3 millones de años.

A partir del mismo tipo de datos se han deducido duraciones de las diferentes secuencias compuestas:

•Secuencia compuesta de Monistrol: ~550.000años •Secuencia compuesta de Bogunyà: J675.000 años •Secuencia compuesta de Cal Padró: ~850.0(X)años •Secuencia compuesta de Sant Vicenç: U 19.562 años •Secuencia compuesta de Vilomara: ^6.956 años •Secuencia compuesta de Manresa: ^71.739 años •Secuencia compuesta de Sant Salvador: ~478.260años

La duración de las secuencias fundamentales ha sido deducida dividiendo la duración de las secuencias compuestas por el número de secuencias fimdamentales que las componen. Dicha duración varía entre ~9.662y ~141.665 años.

MEGASECUENCL\ COMPUESTA

Cuando se intenta correlacionar la megasecuencia compuesta de Milany con los ciclos eustáticos globales diferenciados en el esquema de Haq et al. (1987), queda en evidencia que el ciclo transgresivo-regresivo distinguido no tiene correlación directa con ninguno de los ciclos definidos en el mencionado esquema que refleja los ciclos eustáticos globales. La megasecuencia compuesta de Milany comienza en algún punto dentro del superado de segundo orden TA3 y comprende la mayor parte de éste; así como parte del ciclo de tercer orden 3.5 y el ciclo 3.6 al completo. Como se muestra en la figura S.39, no existe ningún ciclo o superciclo establecido por Haq et al. (1987) que sea equivalente a la megasecuencia compuesta de Milany. El techo de esta megasecuencia parece coincidir con un mínimo del nivel del mar en la curva de Haq ef al. (1987), representado por el límite entre los superados TA3 y TA4. Ello sugiere que su techo podría estar relacionado con ima bajada global del nivel del mar.

Uno de los trabajos más detallados sobre variaciones climáticas durante el Paleógeno es el de Zachos ef al. (1993 y 1994). Este trabajo se basa en d estudio de la composición isotópica (Carbono y Oxígeno) de los caparazones de foraminíferos bentónicos. En el gráfico presentado por dichos autores, en el que se muestra la variación de ölô desde el Maastrichtiense al Mioceno, se puede apreciar una tendencia general al incremento, que coincidiría con la

4) Secuencialidad.

tendencia de enfriamiento progresivo existente entre Paleoceno y el Oligoceno. Dicha tendencia también se observa apartir de los datos mostrados por los trabajos de Anadón y Cavagnetto (1995) y Cavagnetto y Anadón (1996), donde se observa que desde el Bartoniense medio hasta el Oligoceno hay xma variación en los taxones que indican un cambio de condiciones cálidas y húmedas a otras, progresivamente más secas.

Esta tendencia general al enfriamiento podría haber controlado en parte la sedimentaciónde la megasecuencia compuesta de Milany. Una tendencia al enfriamiento implica xm aumento de la aridez en el sistema, con un consecuente atunento de la erosión y del aporte sedimentario. En tm sistema en el que el resto de los factores de control fuesen constantes este enfriamiento daría lugar progresivamente a una progradación del sistema. Esta tendencia general del sistema hacia la progradación haría que los ciclos transgresivo-regresivos fueran asimétricos, siendo el tramo regresivo más exageradamente regresivo y el transgresivo menos claramente transgresivo.

La megasecuencia compuesta de Milany es claramente asimétrica, con una megaunidad transgresiva que registra una transgresión de unos 0,5 km y una megaunidad regresiva asociada a unos 10 km de avance de la línea de costa. Esta asimetría podía haber venido forzada por la mencionada tendencia general al enfriamiento.

En el gráfico de Zachos et al. (1993 y 1994) también se aprecian xma serie de ciclos menores, de frecuencias cercanas a los 2 ó 3 millones de años. La megasecuencia compuesta de Milany, por su duración (~3 Ma), podría estar relacionada con alguno de estos ciclos menores, aunque con los datos de los que se dispone, dicha hipótesis no puede probarse.

Basado en los datos magnetoestratigráficos citados en párrafos precedentes, se ha construido un diagrama de subsidencia (figura S.13 a y b) y otro diagrama de tasas de subsidencia total y tectónica (figura S.14) para la sucesión de Montserrat. Si bien el trabajo de construcción de la curvas de subsidencia ha sido realizado concienzuda y detalladamente, los resultados y gráficos obtenidos tienen que ser tomados como una aproximación, ya que la metodología de realización de dichas gráficos incluye diversas imprecisiones .

En el gráfico de tasas de subsidencia total de la figura S.14 b se observa una tendencia general de incremento durante la sedimentación del tramo final de la megasecuencia de Milany. Bajo condiciones de aporte sedimentario constante y nivel del mar estacionario, un régimen de subsidencia creciente daría lugar a una sucesión con tendencia transgresiva o retrogradante, ya que el espacio de acomodación sufríría un progresivo incremento. Sin embargo, en

81

CAPITULO n: SANT LLORENÇ DEL MUNT Y MONTSERRAT

nuestro caso tenemos una megasecuencia de tipo trangresivo-regresivo bastante asimétrica a favor de la regresión. Por consiguiente, se puede concluir que la organización secuencial de dicha megasecuencia no fue exclusivamente controlada por la subsidencia del margen de cuenca.

•i

Otro factor que controla la secuencialidad es el de la tasa de aporte sedimentario. Éste puede evolucionar en relación con variaciones en el clima (ver párrafos precedentes) o estar relacionados con la actividad tectónica y el relieve en el area fuente.

Como ya se ha mencionado en el apartado 2.2 de éste capítulo, basado en la existencia de depósitos con un claro carácter sintectónico, la actividad tectónica en la Cadena Prelitoral se desarrolló desde el Eoceno inferior (Brechas del Cairat) hasta, por lo menos, la parte alta del Bartoniense (Brechas de les Morelles). Las tasas de subsidencia tectónica nos pueden dar una cierta información sobre la actividad tectónica en el margen de cuenca, de forma que los incrementos en la tasa de subsidencia tectónica en la cuenca se corresponderían con incrementos en la actividad tectónica, en creación de relieves, así como incrementos en las tasas de erosión y aporte de sedimentos desde el area fuente.

A primera vista, las gráficas de tasas de subsidencia tectónica (figura S.14 c) no nos marcan ninguna tendencia clara relacionable con el ciclo transgresivo-regresivo registrado por la megasecuencia de Milany. Si se corrige el efecto del eustatismo, utilizando el diagrama de Haq et al. (1987), el gráfico cambia ligeramente (figura S.14 c). En nuestro caso sólo se ha representado la variación asociada a la caida eustática del final del período estudiado, ya que ésta es la mayor y la única que modifica sustancialmente el diagrama de tasas de subsidencia tectónica. Tras esta corrección, se aprecia un tramo inicial (desde la base del cron 18n hasta la base del 17n.l n) en el que las tasas no presentan grandes variaciones, pero sí una tendencia decreciente (de tasas medias iniciales de 128 hasta tasas del orden de 42 m/Ma). En cambio en el último tramo, correspondiente al cron 17n., las tasas son superiores y la tendencia es creciente, (de tasas medias iniciales de 42 hasta tasas de 326 m/Ma). A la vista de estos datos parece lógico suponer la existencia de una actividad tectónica decreciente durante el depósito de la megaunidad transgresiva, lo que se podría traducir en un decrecimiento progresivo en las tasas de elevación, erosión y producción de sedimento en las areas fuentes. Todo ello se traduciría en la cuenca en una disminución progresiva de los aportes, lo que daría lugar a la tendencia agradacional-retrogradacional que define la megaunidad transgresiva. El posterior incremento en la subsidencia tectónica (durante la

_

4) Secuencialidad.

deposición de la megaunidad regresiva) se relacionaría con un incremento progresivo y muy importante de la tasa de aporte sedimentario (ligada, a su vez, a ima mayor tasa de elevación y erosión en el area fuente), siendo dicha tasa de aporte sedimentario lo suficientemente importante como para contrarrestar las importantes tasas de acomodación mostradas por la subsidencia total (figura S.14 b), dando lugar a una tendencia de tipo regresivo.

El estudio de los depósitos del abanico aluvial proximal suministra cierta información sobre origen de la ciclicidad transgresivo-regresiva asociada a la megasecuencia de Milany. En general, los ciclos identificados en las facies de abanico proximal son de una escala mucho menor que la megasecuencia. Sin embargo, a gran escala se observa una tendencia general progradante. Dentro de esta tendencia general, al igual que sucede en los depósitos costeros, parece posible reconocer dos tramos, tanto en Monserrat como en Sant Llorenç del Munt. El tramo inferior muestra una tendencia con una componente agradacional mucho más importante que el tramo superior, de carácter progradante (figuras S.40 y S.37). Parece, por tanto, que el factor o suma de factores que dieron lugar a las tendencias que muestra la megasecuencia de Milany no sólo afectan la organización secuencia! de las partes costeras del abanico, sino que también influyeron de manera similar en las zonas subaereas de abanico aluvial.

Potencia 700 m.

Secuencias aluviales Secuencias compuestas

h JEñ íoLm O 50 100 Trayectoria de la Imea de costa % de clastos de cobertera mesozoica

Figura S.40) Correlación entre un "log" de porcentaje de contenido en clastos de materiales mesozoicos en el abanico aluvial proximal de Sant Llorenç del Munt (y las secuencias aluviales definidas) con las trayectorias de la línea de costa definidas en los depósitos costeros (y sus correspondientes secuencias compuestas)

Correlation between a mesozoic-clasts percentage log from the Sant Llorenç del Munt proximal alluvial fan (and its related alluvial sequences) and the soreline trajectories defined in the coastalareas(anditsrelated composite sequences).

E n resumen, podemos concluir que existen diferentes posibilidades para explicar el origen de

, la megasecuencia de Milany. El final de ésta probablemente está relacionado con una bajada global del nivel del mar, aunque las tendencias transgresivo-

83


regresivas que nos permiten diferenciar las distintas megaunidades no estarían controladas por el eustatismo (reflejado en la curva de Haq et a/.,1987). La subsidencia tampoco controla la arquitectura de esta megasecuencia. El factor de control principal es el aporte de sedimentos, influenciado por la actividad tectónica en el area fuente y, quizás, el clima.

SECUENCIAS COMPUESTAS

Cuando se intenta buscar una correlación entre las secuencias compuestas y la tabla eustátíca global (Haq et al., 1987), es evidente que las superficies clave de las secuencias compuestas, que reflejan cambios en las tendencias de apilamiento de las secuencias fundamentales (excepto la unidad regresiva de la secuencia compuesta más alta), no coinciden con las reconocidas en la tabla de Haq et al. (1987). No hay correlación directa entre la ciclicidad observada en nuestro sistema y los ciclos de 2° yS^^ orden de Haq et al. (1987), ya que las superficies o tendencias no coinciden y la duración de los ciclos es diferente. Existen dos posibles explicaciones para la falta de correlación observada tras esta primera aproximación. La primera es que la tabla de Haq et al. (1987) no sea cierta o lo suficientemente precisa para el intervalo estudiado. La segunda es que los ciclos observados en el presente estudio no estén directamente relacionados con cambios eustáticos globales. De la comparación con areas vecinas, podemos apreciar que las superficies de máxima inundación de las secuencias compuestas de Monistrol y Manresa tienen un carácter regional y no local. Según Serra-Kiel (com. pers.), los dos ciclos transgresivo-regresivos del Bartoniense tienen un carácter regional muy importante, siendo reconocibles en el Pirineo, en Transylvania (Bombita, 1984), y muy probablemente en Egipto y Grecia. Estos dos máximos transgresivos estarían ligados a factores que afectarían no sólo al margen SE de la cuenca del Ebro, sino a gran parte de la región Mediterránea, por lo que probablemente se trate de subidas del nivel del mar de carácter, por lo menos, regional. Los máximos transgresivos de los dos ciclos transgresivo-regresivos descritos en Sera-Kiel y Travé (1995) se hallan en las secuencias compuestas de Monistrol y Manresa. En la figura S.39 se aprecia que en el período estudiado, Haq et al., (1987) distinguen dos ciclos de tercer orden (3.5 y 3.6) cuyos máximos transgresivos se hallan en posiciones estratigráficas correspondientes a las secuencias de Monistrol y Manresa. Esto, unido al ya comentado carácter regional de estos ciclos, lleva a pensar en un posible origen eustático de las superficies de máxima inundación de las secuencias compuestas de Monistrol y Manresa.

84








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Los directores:



4) Secuencialidad.

Las variaciones climáticas deducibles a partir de los trabajos de Zachos er al. (1993 y 1994) basadas en isótopos del carbono y del oxígeno en muestras de foraminíferos bentónicos no son lo suficientemente detalladas como para ser relacionadas con cambios de la frecuencia mostrada por las secuencias compuestas. Sin embargo, cabe la posibilidad de la existencia de cambios climáticos importantes, glaciaciones incluidas, durante la parte alta del Eoceno superior (Zachos et al., 1993 y 1994). Esta variaciones climáticas afectarían a los sistemas estudiados, ya que inducirían variaciones relativas del nivel del mar y/o variaciones en el aporte sedimentario que podrían relacionarse con las secuencias compuestas.

La relación entre secuencias compuestas y variaciones de subsidencia tampoco queda clara, ya que no existe el número suficiente de puntos de control cronoestratigráfico para poder realizar un diagrama de historia de subsidencia lo suficientemente detallado. La ciclicidad transgresivo-regresiva mostrada por las secuencias compuestas debe estar controlada por variaciones en la acomodación y el aporte sedimentario. Tras lo expuesto para la megasecuencia de Milany, queda claro que la actividad tectónica, además de manifestarse por medio de la subsidencia, también modifica los aportes sedimentarios. Trabajos preliminaresde modelización por computadora realizados durante el otoño de 1994 en la "Royal Holloway University of London", nos indican la posibilidad de reproducir las geometrías mostradas por las secuencias compuestas, simplemente variando los aportes sedimentarios en situaciones en las que la variación relativa del nivel del mar, o la subsidencia son lineales.

Tras un detallado análisis de campo de las relaciones físicas existentes entre los cinturones de facies de abanico costero y de abanico aluvial, resulta evidente que las secuencias observadas en el abanico aluvial proximal no pueden correlacionarse directamente con las definidas en la zona costera (Figura S.40). Los cambios específicos en la composición litológica de los cantos que integran los conglomerados de abanico aluvial a veces coinciden (aproximadamente) con Umites de secuencia compuesta, a veces con superficies de máxima inundación de secuencia compuesta pero, lo más frecuente es que no coincidan con ningún tipo de las superficies clave observadas en las zonas costeras. Los ciclos definidos en base a la composición de los clastos y el tipo de sedimento, deben estar relacionados con variaciones locales en la pendiente y composición del área fuente, como respuesta a la actividad tectónica. Estos factores también deben haber influido en la formación de algunas de las secuencias compuestas (como la base de las secuencias de Vilomara y Cal Padró) pero no son un factor de control exclusivo en todas ellas.

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86

4) Secuencialidad.

Figura S.41) Corte geológico simplificado del sector occidental del complejo de Sant Llorenç del Munt, en el que se observa la correlación entre las fades y secuencias continentales y marinas.

Simplifed geologic section of the Sant Llorenç del Munt complex, showing the fades and sequential correlation between marine and non-marine deposits.

Una situación similar se deduce del estudio detallado de las relaciones

existentes entre las secuencias compuestas y los ciclos definidos por el paso de

facies proximales a distales dentro del abanico aluvial (Figiu-as S.41, S.42 y S.43).

Si tanto la ciclicidad observada en el abanico aluvial, como la del abanico

costero, estuviesen relacionadas con los mismos facores de control, una

transgresión en la zona costera iría ligada a una retrogradación del sistema

aluvial (y viceversa), mientas que una progradación en la zona de frente

deltaico iría acompañada de una tendencia similar en el abanico aluvial. En

algunas ocasiones las regresiones máximas que sirven de límite de secuencia

compuesta son casi coincidentes con momentos de máxima progradación del

abanico aluvial proximal (secuencias compuestas de cal Padró y Vilomara en

Sant Uorenç y la secuencia Sant Vicenç en Montserrat). Otras secuencias, como

Sant Vicenç en Sant Llorenç del Munt, muestran una máxima transgresión

situada algo por debajo de la máxima retrogradación de las facies gruesas del

sistema aluvial (figuras S.42 y S.43), siendo la máxima transgresión anterior a la

máxima retrogradación aluvial.

SECUENCIAS ¡COMPUESTAS

ALUVIAL S. LLORENÇ

ALUVIAL ¡MONTSERRAT Figura S.42) Diagrama en el que se

muestra la correlación entre las transgresiones y regresiones que definen las secuencias compuestas en las zonas costeras y las retrogradaciones y progradaciones de los sistemas aluviales conglomeráticos en Sant Llorenç del Munt y Montserrat.

Diagram showing a correlation between the successive trangressions and regressions that define composite sequences in the coastal areas and retrogradations and progradations of the alluvial systems in Sant Llorenç del Munt and Montserrat alluvial fans.

Así, al igual que con

los ciclos descritos en el

sistema aluvial proximal, los

ciclos del abanico aluvial

distal tienen alguna relación

c o n l a s s e c u e n c i a s

compuestas, pero no están

d i rec tamente relacionados.

87


Los controles originales de los ciclos aluviales de tipo retrogradante-

progradante deben ser teóricamente similares, incluso los mismos, que los

relacionados con las secuencias compuestas (cambios climáticos y tectónica)

pero, tras lo observado, la respuesta a los mismos factores en diferentes partes

del sistema son diferentes. Estas diferencias también podrían estar relacionadas

con diferentes velocidades de respuesta a un mismo "estímulo" o con una mayor

influencia de uno u otro factor, según en que parte del sistema nos hallemos.

NW- abanico aluvial distal

conglomerados aluviales monogénicos (cobertera)

-SE

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plataforma carbonática

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5km

Figura S.43) Correlación de tres columnas estratigráficas situadas en una sección paralela a los aportes, en la que se muestra el paso de facies marinas a no marinas. Cabe destacar el

decalaje entre la máxima transgresión y la máxima retrogradación del abanico aluvial. Downdip log correlation showing the passage from non-marine to marine facies. Notice the

delay between the maximum transgression and the maximum retrogradation of the alluvial fan.

SECUENCIA FUNDAMENTALES No conocemos ningún gráfico en el que se reflejen variaciones eustáticas

de alta fecuencia y aunque éste existiera, la datación de la que se dispone no es

lo suficientemente fina como para poder correlacionarlo con las secuencias

fundamentales definidas. Los datos paleocimáticos y de subsidencia comentados

pa ra las secuencias y megasecuencias compuestas tampoco son lo

suficientemente detallados como para intentar establecer correlación alguna

con la ciclicidad transgresivo-regresiva registrada por las secuencias

fundamentales. Este tipo de seuencias evidencian claras variaciones en el

aporte sedimentario, que se reflejan en sus tendencias internas y en sus dos

tramos, trangresivo y regresivo, bien definidos. Estas variaciones en el aporte

sedimentario pueden relacionarse con procesos tanto de tipo autocíclico como

88

4) Secuencialidad.

alocíclico. Las variaciones relativas del nivel del mar (eustáticas o inducidas por la tectónica) son un posible control de tipo alocíclico. Este origen podría probarse si las secuencias fundamentales pudieran seguirse, físicamente, por toda la cuenca (algo imposible en el área de trabajo). Si se pudieran corelacionar, su origen sería claramente alocíclico. Si no fueran continuas en toda la cuenca, también podrían tener im origen alocíclico, pero su continuidad lateral se podría encontrar enmascarada por cambios laterales de facies asociados a puntos de entrada de sedimento. Secuencias fimdamentale similares a la descritas en el sistema de Sant Llorenç del Munt se pueden generar a partir de oscilaciones relativas del nivel del mar con amplitudes de menos de 5 metros.

Las secuencias fundamentales también se pueden generar durante un periodo de subida lineal del nivel relativo del mar, simplemente por procesos de tipo autocíclico, como la migración de lóbulos o canales, que darían lugar a variaciones en el aporte de sedimento.

Probablemente, en el caso estudiado, existe una combinación de factores alocíclicos y factores autocíclicos. En \m marco como el de los sistemas de Sant Llorenç del Munt y Montserrat, próximos a una cadena montañosa tectónicamente activa, son comunes las variaciones relativas del nivel del mar inducidas por la tectónica. Las variaciones en los aportes sedimentarios también pueden producirse como xma respuesta a la actividad tectónica (tal y como se ha discutido en la megasecuencia de Milany) o a la dinámica del sistema.

89


5) CONCLUSIONES •En la sucesión estudiada se reconocen dos sistemas sedimentarios

alternantes en el tiempo (abanicos aluviales y costeros, y plataformas carbonáticas) que muestran una profundización de la cuenca hacia el NW.

•Las facies terrígenas, mucho más importantes volumétricamente que las de plataforma carbonática, se componen de cuatro asociaciones o cinturones de facies principales: abanico aluvial, llanura de abanico costero, frente de abanico costero y talud de abanico costero.

•Los abanicos aluviales constan de una zona proximal conglomera ti ca, caracterizada por el desarrollo de flujos gravitacionales de sedimento, ligados a la exisistencia de fuertes pendientes. La llanura del abanico costero y abanico aluvial distal, de menor pendiente, se caracterizan por un predominio de flujos canalizados en una llanura de inundación esencialmente lutítica.

•El frente del abanico costero está formado por depósitos conglomeráticos y arenosos ligados a la formación y migración de barras de desembocadura. Gran parte de los depósitos de frente de abanico costero reflejan cierto retabajamiento por el oleaje y otras corrientes costeras.

•El talud de abanico costero se caracteriza por el predominio de facies margosas y la presencia de procesos de resedimentación, representados por "turbiditas" de alta y baja densidad que se presentan tanto canalizadas como en acumulaciones lobulares al pie de talud deltaico. Estos procesos se asocian a otros de desestabilización, que incluyen fallas lístricas, deslizamientos, "slumps", pliegues y cabalgamientos de pequeña escala.

•Las plataformas carbonáticas se instalan durante periodos transgresivos o de baja actividad aluvial. Hacia el NW pueden pasar a margas de cuenca y hacia el SE a depósitos detríticos costeros y subaéreos. Estas plataformas muestran un carácter somero y una clara zonación faunística, en función de la profundidad y proximidad a la línea de costa. También pueden desarrollarse construcciones arrecifales tanto de tipo barrera como "franjeantes".

•En los sistemas de Montserrat y Sant Llorenç del Munt existen, por lo menos, cuatro ordenes diferentes de ciclicidad de tipo transgresivo-regresivo. Estos ciclos están representados por una serie de secuencias transgresivo-regresivas (secuencias de alta frecuencia, secuencias fundamentales, secuencias fundamentales, secuencias compuestas y megasecuencias compuestas).

•Estas secuencias transgresivo-regresivas son de naturaleza descriptiva y han sido definidas en base a las relaciones entre diferentes facies, geometrías y trayectorias de la línea de costa. Las secuencias transgresivo-regresivas constituyen en nuestro caso la opción más adecuada para subdividir las

5) Conclusiones.

sucesiones estudiadas en unidades aloestratigráficas. La opción de una subdivisión basada en la estratigrafía secuencial clásica (escuela EXXON) se han descartado, por la dificultad existente en el reconocimiento de los tres tipos de límites de secuencia posibles. La dificultad para reconocer superficies de máxima inundación en depósitos aluviales, junto con la complicación resultante de la posible existencia de discontinuidades importantes asociadas a momentos de máxima regresión, que se localizarían dentro de las secuencias, nos ha inclinado a desechar la opción de las secuencias estratigráficas genéticas (GaUoway, 1989).

•Las secuencias fundamentales son secuencias transgresivo-regresivas de orden intermedio, lateralmente persistentes y cartografiables. Éstas se subdividen en dos partes o tramos principales: una parte transgresiva basal (principalmente formada por facies de plataforma carbonática, de frente deltaico re trabajado y de playa) y una regresiva (que incluye facies de abanico costero progradante). Sus límites son superficies basales de transgresión, generalment^ coincidentes con superficies de máxima regresión. Estas secuencias transgresivo-regresivas son identificables a la escala de afloramiento y sus superficies clave están marcadas por cambios litológicos y de facies claros. Las superficies de máxima inundación tajjién son fácilmente reconocibles.

•Las secuencias compuestas han sido definidas a partir del tipo de apilamiento de las secuencias fundamentales. Estas secuencias también se componen de una parte transgresiva (unidad transgresiva) y otra regresiva (unidad regresiva) separadas por \ma superficie de máxima inundación. Existen diferencias litológicas a gran escala entre las unidades transgresivas y las regresivas, siendo las primeras mucho más ricas que las segundas en depósitos de plataforma carbonática.

•La megasecuencia compuesta se ha definido a partir del anáUsis de la modalidad de apilamiento de las diferentes secuencias compuestas. Se compone de una sucesión transgresiva en la parte inferior (megaunidad transgresiva) y una regresiva (megaunidad regresiva) en la parte alta.

•Los tres tipos de secuencias transgresivo-regresivas descritas tienen componentes y características similares.

•El origen de la megasecuencia compuesta parece estar relacionado con diferentes factores de control, así como con posibles respuestas diferentes del sistema a determinados factores en diferentes, períodos de tiempo. Los cambios eustáticos globales podrían haber favorecido la regresión y desecación de la cuenca al final del depósito de la megasecuencia compuesta. La actividad tectónica es uno de los factores de control más importantes, produciendo

91


variaciones en las tasas de acomodación y subsidencia, que probablemente favorecieron la primera incursión marina registrada al inicio de la megasecuencia. La actividad tectónica también parece haber controlado el aporte sedimentario, que resulta ser un factor principal, determinante de la tendencia agradacional-retrogradacional de la megaunidad transgresiva y de la tendencia progradacional de la megaunidad regresiva. Las variaciones climáticas constituyen otro posible factor de control.

•Las secuencias compuestas pueden haberse generado en respuesta a varios factores. Los datos disponibles de variaciones en el eustatismo, el clima o la subsidencia no son lo suficientemente detallados como para discernir la influencia particular de un tipo de control sobre otro. Tras el estudio de las relaciones entre la ciclicidad de los depósitos aluviales y los marinos, se constata que la actividad tectónica y los aportes sedimentarios, podrian ser, en ocasiones, los factores dominantes de control en la sedimentación de algunas de las secuencias compuestas, o al menos, de algunas de las tendencias que muestran sus unidades o sus superficies claves. De la comparación con areas vecinas, se desprende que las superficies de máxima inundación de las secuencias compuestas de Monistrol y Manresa tienen un carácter regional, no local, que podría coincidir con los máximos transgresivos de los ciclos eustáticos 3.6 y 3.5 de Haqef ai. (1987). el factor primero que daría lugar a algunas de las secuencias compuestas

•Las secuencias fundamentales reflejan variaciones en el aporte de sedimento, probablemente producto de una combinación entre factores de tipo alocíclico (variaciones relativas del nivel del mar) y autociclicos (migraciones de canales, lóbulos, etc.) .

•El significado e importancia de ciertas superficies clave (a escala de secuencia fundamental, secuencia compuesta o megasecuencia compuesta) varia de imas zonas a otras de la misma cuenca.

92

6) Summary.

6) SUMMARY •In the studied succession two alternating sedimentary systems have

been recognized: alluvial fan/ fan delta and carbonate platforms. These systems show a deepening of the basin towards the NW.

•The detrital facies are volumetrically much more important than the carbonate facies and are constituted by four main facies belts: alluvial fan, fan-delta plain, fan-delta front and fan-delta slope.

•Alluvial fans consist of a conglomeratic proximal area characterized by the development of sediment gravity flow deposits, related to the presence of high slopes. The distal alluvial fan (or fan-delta plain) shows lower slopes and sandy and conglomeratic channelized deposits encased in an essentially finegrained, muddy floodplain,

•The fan-delta front is made by sandy and conglomeratic mouth bar deposits. Most of these deposits show a certain degree of wave reworking.

•The fan-delta slope is characterized by marly facies and the development of frequent resedimentation processes, represented by high and low density turbiditic deposits that can occur either as channelized bodies or as lobes on the slope toe. Unstabilization processes, including listric faults, slides, slumps, and small-scale folds and thrusts, are also common.

•Carbonte platforms were developed during transgressive or low detrital input periods. These deposits may grade basinward (to the NW) to offshore marls and to coastal and subaerial detrital facies landward (to the SE). These platforms are usually constituted by shallow water facies and show a clear faunistic zonation linked to the water depth and the proximity to the shoreline. Reef buildings can also be developed as barrier or fringing.

•There are, at least, four different orders of transgressive-regressive cycUcity in the Sant Llorenç del Munt and Montserrat systems. These cycles are represented by : high-frequency sequences, fundamental sequences, composite sequences and composite megasequences.

•These transgressive-regressive sequences are just descriptive and have been defined on the basis of facies relationships, depositional geometries and shoreline trajectories. Transgressive-regressive sequences have been chosen as the best option to subdivide the studied succession in allostratigraphical units. Classic sequence stratigraphic subdivisions (Exxon model) are difficult to apply because recognition of sequence boundaries exclusively linked to relative sea level falls is not clear. The difficulty to recognize maximum flooding surfaces in alluvial deposits and the complication raised from the presence of unconformities related to maximum regressive stages within the sequences made us elude genetic stratigraphic sequences (Galloway, 1989).

93

CAPITULO H: SANT LLORENÇ DEL MUNT Y MONTSERRAT

•Fundamental sequences are intermediate order laterally persistent and mapable transgressive-regressive sequences. They have been subdivided in two main parts; a basal transgressive part (mainly formed by carbonate platform, reworked fan-delta front and beach facies associations) and a regressive part (including prograding fan-delta). Their boundaries are basal transgressive surfaces, usually coincident with maximum regression surfaces. Fundamental sequences are outcrop-scale sequences and their key surfaces are usually marked by clear Uthological and facies changes.

•Composite sequences have been defined after the analysis of the stacking pattern of the fundamental sequences. They also consist of a transgressive unit and a regressive unit separated by a maximum flooding surface. There are large-scale differences between transgressive and regressive units, being more carbonate-rich the former and more detrital the later.

•From the stacking pattern of the composite sequences a transgressive-regressive composite megasequence has been defined. It consists of a lower transgressive megaunit and an upper regressive megaunit.

•The three types of transgressive-regressive sequences have similar characteristics and components.

•The origin of the composite megasequence seems to be related to different controlling factors as well as to different responses to the same controlling factors in different periods of time. Global sea-level changes could have controlled the final regressional evolution and the eventual dissecation of the basin coeval with the top of the composite megasequence. Tectonic activity is one of the most important controlling factors producing both subsidence and acconunodation variations, which together probably helped the first marine incursion. Tectonic activity also may have controlled sediment supply variations that seem to have influenced the aggradational-retrogradational stacking pattern of the transgresive megaunit and the progradational pattern of the regressive megaunit. Climatic variations are probably another controlling factor ofthe internal architecture of the composite megasequence.

• Composite sequences may be generated in response to several controlling factors. The data set concerning eustatic, climatic or subsidence variations are not detailed enough to register the transgressive-regressive cyclicity linked to the composite sequences, however, they can't be excluded as controlling factors. After the study of the relations between the alluvial and the marine cycles, it is concluded that tectonic activity and sediment supply variations, could in several cases be the primal factor controlling some of the composite sequences or at least, some of their sequential trends or key surfaces.

_

6) Summary.

From the comparison with the surrounding areas, a regional (basinal) significance is suggested for some of the sequences (at least their maximum flooding surfaces).

•Fundamental sequences reflect sediment supply variations probably resulting from a combination of allocyclical (eustatic or tectonically-induced relative sea-level variations) and autocyclical factors (channel and/or lobe migration).

•The meaning and importance of key surfaces (on fundamental sequences, composite sequences or composite megasequences) are variable in different areas of the same basin.

95


96

Láminas del Capítulo II

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CAPITULO III:

LA ARENISCA DE RODA

1) Situación Geográfica.

DSITUACION GEOGRÁFICA

La formación de Areniscas de Roda se encuentra en el valle del río Isábena, en la comarca de la Ribagorza central, situada al noroeste de la provincia de Huesca. Más concretamente, la zona estudiada se restringe a los afloramientos de la Arenisca de Roda situados en una franja E-W de unos 25 kilómetros cuadrados, entre Esdolomada e Iscles, al N de La Huerta y al S del río Isábena y el barranco de Carrasquero (Fig. R.l).

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de afloramientos estudiados (area rayada). Location map of the study area in the Iberian peninsula and detailed map of the studied outcrops

(striped, area).

2 )ENCUADRE GEOLÓGICO

Los depósitos de la Arenisca de Roda (Mey et al., 1968; Van Eden, 1970; Nijman y Nio, 1975) constituyen parte del relleno paleógeno del sector noroccidental de la cuenca de Graus-Tremp, situada en la vertiente meridional de los Pirineos centrales (Fig. R.2)

2.1)L0S PIRINEOS La cordillera Pirenaica es un orógeno alpino, producto de la colisión

entre las placas Ibérica y Europea (Fig. R.3) entre el Cretácico superior y el Mioceno (Puigdefàbregas y Souquet, 1986). La evolución de los Pirineos está marcada por dos etapas principales. La primera está relacionada con la apertura del Atlántico desde el Pérmico superior-Triásico inferior hasta el Cretácico superior. Durante esta etapa se sucedieron una serie de episodios de "rifting"

97

CAPITULO III: LA ARENISCA DE RODA.

que dieron lugar a la formación de cuencas extensionales mesozoicas. La segvmda etapa se produce durante la aproximación entre Africa y Europa, desde

Area estudiada

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Paleozoico

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• Mesozoico Paleógeno | | Neógeno y Cuaternario

Cabalgamiento Falla cubierta Pliegue

Figura R.2. Situación geológica del area estudiada y de la cuenca de Graus-Tremp en el NE de la península Ibérica.

Geologie location of the study area and the Graus-Tremp basin in the NE of the Iberian peninsula.

•

Figura R.3. Mapa del Mediterráneo occidental, donde se encuadra la cordilera pirenaica entre las placas Ibérica y europea (Roca, inédito).

Western Mediterranean map, with the location of the Pyrenees between the European and the Iberian plates (Roca,

ALPES unpublished).

• Cinturones orogénicos alpinos

Cuencas de antepaís alpinas

el Cretácico Superior hasta la actualidad (Vergés, 1993). A finales del Cretácico superior Africa y Arabia iniciaron un giro antihorario en respuesta a la apertura del Atlántico sur y del Océano Indico (Olivet et al., 1984,Livermore y Smith, 1985). Este giro provocó el cierre de las cuencas del extremo

Cuencas de rift occidental del Tethys, el brazo i t AREA ESTUDIADA I^íérico y el Pirenaico, con el

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C. C. C. Cadenas costeras catalanas

98


cierre parcial del golfo de Vizcaya en su extremo occidental. Las cuencas extensionales desarrolladas durante el mesozoico desarrollaron una inversión tectónica en sus márgenes dando lugar, entre otras, a la cadena Pirenaica. La convergencia existente entre las placas Europea y Africana durante este período, produjo un acortamiento generalizado que afectó a toda la placa Ibérica, formándose los Pirineos al N de ésta. La cordillera pirenaica representa el límite entre las placas ibérica y Europea. En la zona central de los pirineos, donde se produjo la colisión continental entre Europa e Iberia, hubo subducción de la placa ibérica bajo la europea (Velasque y Ducasse, 1986).

Figura R .4 . Corte cortical ECORS. a) Esquema estructural de los Pirineos con la situación del corte ECORS. b) Corte cortical ECORS compensado y restituido (Muñoz, 1992).

ECORS crustal cross-section . a) Structural sketch of the Pyrenees and the ECORS crustal cross-section, b) ECORS crustal balanced and restored cross-sections (Muñoz, 1992).

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A partir de la realización del perfil de sísmica profunda ECORS (Fig. R 4) durante 1985 y 1986, se asiste a un importante avance en el conocimiento del orógeno pirenaico. A partir del perfil ECORS, Muñoz (1992) presenta un corte compensado arealmente y restituido a escala cortical, interpretando la estructura profunda del Pirineo por medio de una subducción continental de la placa Ibérica bajo la Europea y bajo un nivel de despegue intracortical situado a 15 kilómetros de profundidad. El acortamiento total calculado para el Pirineo en la transversal del perfil es de 147km.

99


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2) Encuadre Geológico-

Figura R.5. Corte geológico del Pirineo en la transversal del corte ECORS, donde se muestran las cinco unidades estructurales principales. Geologie cross-section of the Pyrenees on the ECORS transverse showing the five main structural unitsofthe Pyrenees.

El Pirineo, en una sección transversal a la cadena, se divide en cinco unidades estructurales principales (Fig. R.5) definidas durante los años setenta por equipos de trabajo franceses (Mattauer y Séguret, 1971; Mattauer y Henry, 1974; Choukroune, 1976). De N a S se diferencian: la cuenca de antepaís de Aquitania, la zona Nord-pirenaica formada por una serie de mantos cabalgantes de vergencia norte, la zona axial formada por un conjunto apilado de láminas de zócalo, la zona Sur-pirenaica formada por mantos de corrimiento con vergencia sur y la cuenca de antepaís sxupirenaica o cuenca del Ebro.

Al sur de la zona axial Seguret (1972) definió varias unidades estructurales (Fig. R.6) que se han desplazado hacia el stu*. De N a S éstas son:

a) Las "tetes plongeantes" de las Nogueras, formadas por anticlinales de bloque superior invertidos que afectan principalmente a los materiales del Paleozoico superior y triásicos.

b) La unidad de Gavamie-Monte Perdido, constituida por el manto de Gavamie, formado por materiales del zócalo paleozoico que cabalgan sobre los cretácicos de la cobertera desenganchada.

c) La imidad surpirenaica central, constituida por materiales de cobertera desenganchados y desplazados hacia el Sur, que incluye a las sierras marginales, el manto del Cotiella-Montsec, Boixols....

2.1.1) LA UNIDAD SURPIRENAICA CENTRAL La cuenca de Graus-Tremp, en la que se localiza el presente estudio, se

desarrolló sobre La unidad surpirenaica central (Fig. R.7), durante su desplazamiento hacia el S. Puigdefàbregas et al. (1975) aplican el concepto de cuenca surpirenaica para designar las cuencas de antepaís desarrolladas por delante de los mantos y que, eventualmente, se iban incorporando a éstos. Estas cuencas serían las de Graus-Tremp, Ainsa y Jaca (Fig. R.2).

La unidad surpirenaica central (USC) es ima unidad alóctona desplazada hacia el sur que cabalga materiales paleógenos autóctonos (Cámara y Klimowitz, 1985). Segiin estos autores la deformación dentro de esta unidad se inicia en el Cretácico superior y contintia hasta el Mioceno. Los primeros cabalgamientos se originan en la zona oriental y se trasladan sucesivamente hacia el W, a la vez que se produce el relleno de los stu-cos creados en el antepaís. De esta manera se generó un sistema imbricado de cabalgamientos orientados de NNW a SSE que se

101


102


Figura R.6. Cortes geológicos esquemáticos donde se muestra la relación entre las diferentes unidades de la vertiente sur de los Pirineos centrales (Séguret, 1972). Geologie cross-sections of the southern central Pyrenees showing the relations among the main structural units (Séguret, 1972).

presentan en rampas laterales dextras de los cabalgamientos principales con movimiento general hacia el sur. Este sistema de cabalgamientos imbricados que afecta a la cobertera está ligado y sobreimpuesto a un sistema de "duplexes" de zócalo. El sistema de cabalgamientos de zócalo buza hacia el N, hacia el traspaís. Esta estructura estaría asociada a una compresión NNW-SSE que Cámara y Klimowitz (1985) relacionan con el movimiento dextro relativo que habría tenido lugar entre las placas ibérica y eviropea.

En general, los cabalgamientos surpirenaicos se han desarrollado, entre el Cretácico superior y el Oligoceno, siguiendo una secuencia de propagación hacia el antepaís (Muñoz et al., 1986, Martínez et al., 1986, Vergés y Martínez, 1988), aunque la edad es más moderna (Mioceno inferior) hacia el W (Dinares, 1992). Este desarrollo diacrónico de las láminas cabalgantes a lo largo de la cadena, que implica una migración del emplazamiento de las lánúnas hacia el W y hacia el S durante el Eoceno, generó una subsidencia diferencial en la cuenca de antepaís debido al peso de las láminas cabalgantes. Esta subsidencia diferencial ha sido acomodada por movimientos extensionales a lo largo de fallas oblicuas a los frentes de cabalgamiento (Atkinson, 1984; Farrell, 1984; Cuevas et al,, 1985). Estas fallas extensionales oblicuas se reactivaron como rampas oblicuas durante el emplazamiento posterior de láminas cabalgantes (Farrell, 1984; Farrell et al., 1987). En la parte oriental de la trnidad surpirenaica central, se han documentado secuencias de cabalgamiento contemporáneos, tanto de bloque superior como de bloque inferior (Vergés y Muñoz, 1990, Burbank et al. 1991).

En la parte centro-oriental de la unidad surpirenaica central, se pueden diferenciar tres grandes unidades cabalgantes que, de N a S, son la lámina de Boixols, la lámina del Montsec y la unidad de las Sierras Marginales (Fig. R.7). Estas unidades están separadas por cabalgamientos mayores y se caracterizan por marcadas diferencias de potencia de sus series mesozoicas.

La lámina de Boixols es la situada más al N y se caracteriza por una potente serie mesozoica. Está limitada al N por un retrocabalgamiento superior pasivo (Losantos et al., 1988) que la separa de la zona de las Nogueras. El límite S de la lámina se corresponde con un cabalgamiento (cabalgamiento de Boixols) fosilizado por sedimentos detíticos del Maastrichtiense (Souquet, 1967). Este límite S presenta una geometría complicada, resultante de la inversión tectónica de fallas extensivas mesozoicas. La continuación de la lámina y el cabalgamiento

103


104


Figura R.7. Corte geológico de la vertiente sur de los Pirineos, donde se muestran las unidades de la unidad central suipirenaica (Sierras Marginales, Montsec y Boixols) la Zona de Las Nogueras y la Zona Axial (Muñoz, 1992). Geologic cross-section of the southern Pyrenees showing the main units of the south pyrenean central unit (Sierras Marginales, Montsec and Boixols), Nogueras and Axial Zone are shown (Muñoz, 1992).

de Boixols hacia el W es objeto de discusión. Simó (1985) contínua la traza del anticlinal de Sant Corneli (anticlinal de rampa de bloque superior del cabalgamiento de Boixols) hasta el W de la Noguera Ribagorzana, en la vertical del sondeo de Cajigar, dónde cambia a ima dirección N-S. Pascual (1992) habla de la "unidad del cabalgamiento del Turbón-Sant Comeli-Boixols". Vergés (1993) apunta la desaparición de la lámina de Boixols al W de la Noguera Pallaresa, donde el cabalgamiento de Boixols se amortiguaría debido a la geometría original de la cuenca cretácica. La existencia hacia el noroeste del manto del Turbón (Souquet y Déramond, 1989 y Spetch, 1991), equivalente al de Boixols, indicaría una disposición discontinua de las cuencas del Cretácico inferior y no ima sola gran cuenca (Vergés, 1993).

La lámina del Montsec se localiza al S de la de Boixols y bajo ésta, siendo su serie mesozoica mucho más reducida. Esta lámina presenta una estructura sinclinal suave y sobre ésta se dispone la cuenca de Graus-Tremp, rellena de materiales terciarios sintectónicos. La edad de emplazamiento de esta lámina en la transversal del perfil ECORS, ha sido determinada como Ypresiense (Eoceno inferior), a partir del estudio de la disposición de los materiales de la cuenca de Áger (sinclinal del bloque inferior) (Séguret, 1972; Garrido Megías, 1973; WiUiams y Fisher, 1984, Mutti et al., 1985, Farrell et al., 1987).

La unidad de Sierras Marginales, es la más inferior, situada entre el cabalgamiento del Montsec y el cabalgamiento frontal surpirenaico (Pocoví, 1978). Esta unidad está formada por una serie de cabalgamientos imbricados que afectan a una serie mesozoica reducida. Vergés y Muñoz (1990) describen una etapa de emplazamiento inicial entre el Eoceno inferior y el superior y una etapa de desarrollo de las estructuras durante el Eoceno superior y el Oligoceno inferior.

2.1.2)DESARROLLO DE LA CUENCA DE ANTEPAÍS SURPIRENAICA El emplazamiento de las citadas unidades alóctonas surpirenaicas controló

en gran parte la evolución sedimentaria de la cuenca (o cuencas) de antepaís. Las cuencas de Graus-Tremp, Áger, Aínsa y Jaca se extienden sobre y al oeste de la Unidad surpirenaica central.

Segiín Puigdefàbregas et al. (1989) en la transversal de las cuencas de Graus-Tremp y Áger el apilamiento antiformal de láminas de zócalo de la zona axial se deasarroUó por debajo de la cuenca de antepaís. EStos cabalgamientos no

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eran emergentes y se entroncaban en el cabalgamiento basal del sistema de cabalgamientos de cobertera. Este cabalgamiento es el que desplazó la cuenca de Graus-Tremp hacia el sur durante sus primeros estadios de desarrollo y acabó formando una serie de cabalgamientos (Montsec, Sierras Marginales) que delimitaron las subunidades de la Unidad surpirenaica central así como la diferenciación entre la cuenca de Graus-Tremp y la de Áger.

Durante los diferentes episodios de desarrollo (de rampa o de rellano) del abanico imbricado de láminas de cobertera, las láminas de zócalo podían ser desplazadas también hacia el sur o apilarse con la incorporación de unidades de zócalo en el apilamiento antiformal de la zona axial (dando lugar a un levantamiento del zócalo). La combinación de estas posibilidades de estilo de propagación de los cabalgamientos, así como la posición de la cuenca (sobre las láminas o delante de cabalgamientos aflorantes) produjo diferentes efectos en la sedimentación de las cuencas de antepaís.

Puigdefàbregas et al. (1989) diferencian tres estadios de desarrollo de la cuenca de antepaís surpirenaica (Figura R.8), separados por dos de las discontinuidades estratigráficas mayores observadas en la cuenca (Ilerdiense y Biarritziense).

El primer estadio comienza en el Cretácico superior, caracterizado por la inversión de fallas extensionales del Cretácico inferior, registrado con discordancias progresivas en la Arenisca de Aren (Maastrichtiense) así como por su progradación hacia el sur. Al mismo tiempo y más al norte, la lámina cabalgante de zócalo más alta (unidades superiores de Las Nogueras) se desplazó hacia el sur. La disposición discordante de parte de los depósitos del Garumniense sobre la Arenisca de Aren, así como su expansión hacia el norte, implican una erosion y una elevación de la zona axial. Esta elevación estaría ligada a un desplazamiento continuo hacia el sur de las unidades superiores de las Nogueras, así como a su apilamiento.

Figura R.8. Estadios de la evolución de la cuenca de antepafs surpirenaica en los Pirineos centrales. La escala vertical está ligeramente exagerada. UN: Unidades de Las Nogueras superiores; LN: Unidades

de Las Nogueras inferiores; AM: Grupos Ager y Montañana; T: Grupo Tremp; A: Grupo Aren.

Stages in the evolution of the South Pyrenean foreland basin in the central Pyrenees. Vertical scale slightly magnified. UN: Upper Nogueres units; LN: Lower Nogueres units; AM: Ager and Montañana

groups; T: Tremp group; A: Aren group.

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107


Durante la deposición de las facies garumnienses, el cabalgamiento basal progresó hacia el sur bajo la cuenca de antepaís, tras el cese en la actividad del cabalgamiento de Boixols. Probablemente el cabalgamiento basal avanzó hasta alcanzar la posición del cabalgamiento del Montsec y el anticlinal de Sant Mamet (en la xinidad de Sierras Marginales) hecho demostrable por la reducción de potencia del Garumniense sobre las mencionadas estructuras.

El segundo estadio evolutivo vino determinado por el impórtate desplazamiento hacia el sur de las láminas cabalgantes de las Nogueras superiores, jimto con el desarrollo del sistema de cabalgamientos imbricados de cobertera al sur, que desplazaron la cuenca de Graus-Tremp hacia el sur. Por detrás y por debajo de la cuenca, debido al apilamiento de las unidades de las Nogueras superiores, existen episodios de levantamiento del zócalo seguidos por erosión y aportes clásticos.

Dixrante este estadio, el relleno de las cuencas de Graus-Tremp y Áger viene queda reflejado en el depósito de los grupos de Áger y Montañana, limitados por discontinuidades relacionadas con eventos tectónicos (Mutti et al., 1989). Las secuencias que integran dichos grupos están formadas por sedimentos fluviales y marinos poco profundos. Al no ser contrarrestado el aporte sedimentario por la subsidencia, los aportes clásticos procedentes de la elevación del zócalo al norte de la cuenca progradaron tanto hacia el sur como hacia el oeste. Los sistemas clásticos de las cuencas de Graus-Tremp y Áger también se alimentaron desde el sur, durante episodios de rampa de los cabalgamientos, o directamente desde el antepaís.

La sedimentación de este segundo estadio en las cuencas de Graus-Tremp y Áger comienza con un evento transgresivo en el Eoceno inferior, ampliamente representado en la cadena pirenaica. El movimiento a lo largo del cabalgamiento del Montsec queda claramente registrado por el carácter clástico de la Caliza de Alveolinas en la cuenca de Áger, por su posición discordante sobre el Garumniense (Mutti et al., 1985) y por la existencia de una deformación sinsedimentaria de la Caliza de Alveolinas en el flanco norte de la cuenca de Graus-Tremp (Eichenseer,1988),

La discontinuidad existiente entre los grupos de Montañana y Áger (Fonnesu, 1984), así como algunas discontinuidades entre las secuencias deposicionales que los constituyen, estarian relacionados, en el margen norte de la cuenca de Graus-Tremp con el basculamiento de las secuencias previas y la erosión subsecuente. Ambos procesos fueron activos durante el desplazamiento hacia el sur de las unidades de las Nogueras superiores. El basculamiento pudo ser producto tanto del plegamiento pasivo de la cuenca de Tremp-Graus sobre la

108


cuña de zócalo que avanzaba, como del apilamiento de las unidades de las Nogueras superiores bajo la cuenca.

Tras el desarrollo de la lámina del Montsec como una lámina emergente durante el Ypresiense, la cuenca de Áger quedó diferenciada de la de Graus-Tremp. A pesar de todo, existen evidencias que indican períodos de comunicación entre las dos cuencas.

El eje de la cuenca de Graus-Tremp coincide, durante este segundo episodio de su evolución, con el eje del sinclinorio de la lámina del Montsec, situado entre las láminas de zócalo al norte y el cabalgamiento del Montsec al sur. Los depocentros de las sucesivas secuencias migraron hacia el sur durante el desplazamiento hacia el sur de las unidades de las Nogueras superiores, pero pudo desplazarse bruscamente hacia el norte durante períodos de movimiento del cabalgamiento del Montsec.

El tercer episodio evolutivo se caracteriza por el crecimiento y desarrollo del apilamiento antiformal de la zona axial. Durante este tercer episodio, el desplazamiento hacia el sur de los mantos cabalgantes surpirenaicos era coetáneo con la incorporación de unidades de basamento bajo las unidades de las Nogueras previamente emplazadas, y consecuentemente, con la formación del apilamento antiformal de la zona axial. Este cambio en la geometría del sistema de cabalgamientos del zócalo incrementó dramáticamente el relieve hacia el traspaís y por debajo de la cuenca de antepaís surpirenaica central, y consecuentemente, aumentó el aporte sedimentario. Al mismo tiempo, la unidad central surpirenaica se desplazó hacia el sur sobre el antepaís, desarrollando las estructuras preservadas en la actualidad (cabalgamientos de las Sierras Marginales y cabalgamiento frontal surpirenaico).

La sedimentación estuvo controlada por la evolución de las estructuras previamente descritas. El límite entre el tercer y el segundo episodios viene marcado por el evento transgresivo "Biarritziense" (Ferrer, 1971 y Puigdefábregas, 1975). El grupo Campodarbe (fluvio-deltaico) se desarrolló sobre el grupo Montañana y sobre las estructuras previamente desarrolladas en la unidad central surpirenaica (anticlinales de Boltaña y Mediano^ cabalgamientos del Montsec y Monte perdido) separado de éstas por una importante discontinuidad estratigráfica. El grupo Campodarbe se caracteriza por la fuerte progradación del sistema clástico hacia el sur y el oeste, a la vez que el apilamiento antiformal de la zona axial empezó a desarrollarse (probable emplazamiento de las unidades de las Nogueras inferiores). Tras el evento evaporítico de Cardona, los estadios finales del relleno de la cuenca de antepaís están representados por la deposición de coglomerados al sur del apilamiento antiformal de la zona axial (Conglomerados de Collegats) y en la zona de

109


cabalgamiento frontal. Los Conglomerados de CoUegats están deformados sinsedimentariamente por el retrocabalgamiento pasivo a techo del apilamiento antiformal de las Nogueras, lo que demuestra su sincronía con el desarrollo del apilamiento antiformal. Las discordancias progresivas de los conglomerados frontales (Riba, 1976) demuestran sus relaciones temporales con el cabalgamiento frontal surpirenaico emergente.

3 )ESTRATIGRAFIA

3.1 )MARCO ESTRATIGRÁFICO En las figuras R.9, R.10, R.ll y R.12 se muestra la situación de la Arenisca

de Roda en el marco del Paleógeno de los Pirineos centrales.

Figura R.9. Mapa geológico de la vertiente sur de los Pirineos entre los ríos Cinca y Noguera Pallaresa (Nijman y Nio, 1972). La flecha indica la posición de la Arenisca de Roda.

Geologie map of the Southern Pyrenees between the Cinca and the Noguera Pallaresa rivers (Nijman & Nio, 1972). The arrow indicates the location of the Roda Sandstone.

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08071 Barcelona




Los directores:



3) Estratigrafía.

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3) Estratigrafía.

Figura R.IO. Corte lito- y cronoestratigráfico de la cuenca de Graus-Tremp (Nijman y Nio, 1972). La flecha indica la posición de la Arenisca de Roda. Litho- and chronostratigraphic cross section of the Gram-Tremp basin (Nijman and Nio, 1972). The arrow indicates the location of the Roda Sandstone.

La subdivisión estratígráfica de la cuenca paleógena de Graus-Tremp en la zona del valle del Isábena ha sido establecida por Mey et al., (1968) y Schaub (1973) y modificada posteriormente por Nijman y Nio (1975) y Cuevas et al., (1985) quienes reconocen ctmtro formaciones en el Eoceno marino del Valle del Isábena. (Tabla 1).

4) Morillo Limestone Formation

3) Roda Formation •

2) Puebla Limestone Formation

1) Serraduy Formation •

Esdolomada Member Plateau Limestone Bed Roda Sandstone Member

Marl Member Alveolina Limestone Member

Tabla I. Subdivisión litoestratigráfica de la cuenca de Graus-Tremp en el valle del Isábena segiín Cuevas et al., (1985).

Uthostratigraphic subdivision of the Graus-Tremp basin in the Isábena valley, after Cuevas et al., (1985).

Para los autores citados, esta sucesión estratigráfica refleja una alternancia de episodios de estabilidad e inestabilidad tectónica. Los períodos de estabilidad se corresponderían con la deposición de carbonatos de plataforma somera (Calizas de Alveolinas, Calizas de la Puebla y Calizas de Morillo). Los períodos de inestabilidad vendrían registrados por:

a) un aiunento brusco de la subsidencia que da lugar al "ahogo" de los complejos arrecifales de Berganuy e Iscles (pertenecientes al miembro de Calizas de Alveolinas) y la deposición del miembro margoso de la formación de Serraduy;

b) la aparición de grandes cantidades de aportes clásticos de naturaleza arcósica durante la sedimentación de la Formación de Roda.

Según Cuevas et al., (1985), la sedimentación de la formación de Roda ha estado precedida y seguida por dos episodios de estabilidad tectónica (Calizas de la Puebla y de Morillo). Por el contrario, el modelo deposicional de la Formación de Roda habría estado fuertemente condicionado por movimientos tectónicos, los que no sólo habrían favorecido los aportes de grandes cantidades de arenas arcósicas sino que también habrían sido responsables de su compleja distribución de facies. La Formación Roda comprende dos miembos separados por un nivel gm'a trazable a lo largo de 15 kilómetros (Tabla I).

113


Figura R.l 1. Mapa geológico de la cuenca de Graus-Tremp (Serra-Kiel et al., 1993), elaborado a partir de datos de Fonnesu (1984), Samsó (1988) y Tosquella (1988). La flecha indica la posición de

la Arenisca de Roda. Geologie map of the Graus-Tremp basin (Serra-Kiel, 1993) after dataftrom Fonnesu (1984), Samsó

(1988) and Tosquella (1988). The arrow indicates the location of the Roda Sandstone.

En un estudio posterior, Yang y Nio (1989) utilizan como base el esquema litoestratigráfico de la Tabla 1 y reconocen im nuevo nivel guía carbonático ("El Villar Limestone bed") intercalado en el miembro de Esdolomada (Tabla II). Yang y Nio (1989) proponen, sin ningún tipo de justificación bioestratigráfica, una tentativa de correlación de la sucesión litoestratigráfica con los ciclos de tercer orden y las curvas eustáticas de Haq et al. (1988).

Samsó (1988) y Tosquella (1988) reconocen una serie de secuencias deposicionales ("sensu" Vail et a/., 1977) en los sedimentos eocenos de la región comprendida entre los valles del Isábena y Ésera. Según estos autores, la "Secuencia de Roda" estaría situada sobre la "Secuencia de Ager" y bajo la "Secuencia de Sant Esteve del Mall". Esta "Secuencia de Roda" sería equivalente a la parte superior de la "Secuencia de Figols" (Fonnesu, 1983; Mutti et al. 1985) y al "Sistema de depósito de Suerri" (Fonnesu, 1983), definido entre Coli de Vent y el río Noguera Ribagorzana. La subdivisión litoestratigráfica de la "Secuencia de Roda" propuesta por Tosquella (1988) y las equivalencias de esta subdivisión con la propuesta por Yang y Nio (1989) figuran en la Tabla ü. Tosquella (1988) hace una subdivisión litoestratigráfica informal definida por una serie de cuerpos arenosos a los que se asignaron las últimas letras del abecedario (V, W, W, X, Y y Z).

TOSQUELLA (1988)

Nivel de Eróles Complejo detrítico superior

Formación areniscas de Roda

Nivel de La Puebla

YANG Y NIO (1989)

Morillo Limestone Formation Esdolomada Member

El Villar Limestone bed Esdolomada Member

Plateau Limestone bed-Roda Sandstone Member

Puebla Limestone Formation

Tabla II. Equivalencias entre las subdivisiones estratigráficas de la "secuencia de Roda" propuestas por Tosquella (1988) y Yang & Nio (1989).

Equivalences between the stratigraphic subdivisions of the 'Roda sequence'proposed by Tosquella (1988) and Yang & Nio (1989).

114

3) Estratigrafía.

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3) Estratigrafía.

Figura R.12. Cuadro general cronoestratigráfico del Palecx:eno superior-Eoceno inferior de la cuenca de Graus-Tremp (Sena-Kiel et al., 19^). La flecha indica la posición de la Arenisca de Roda Chronostratigraphic diagram of the Upper Paleocene-Lower Eocene deposits from the Graus-Tremp basin (Serra-Kiel et al., 1993). The arrow indicates the location of the Roda Sandstone.

3.2)CRONOESTRATIGRAFIA La cronoestratigrafia de la zona estudiada se basa en trabajos de tipo

bioestratiráfico y magnetoestratigráfico. Basándose en el estudio de la fauna de Alveolinas y Nummulites, Samsó y

Tosquella (1988) proponen las atribuciones cronoestratigráficas que se reflejan en la Tabla UI, asignando una edad de Ilerdiense superior,base del Cuisiense o Cuisiense a la Arenisca de Roda.

Nivel de Eróles Complejo detrítico Superior

Cuisiense inferior

Formación de Areniscas de Roda Ilerdiense superior, base del Cuisiense o Cuisiense

Nivel de la Puebla Parte superior del Ilerdiense medio

Tabla III. Cronoestratigrafia de la Formación Areniscas de Roda y formaciones supra e infrayacentes según Samsó y Tosquella (1988).

Chronostratigrapky of the Roda Sandstone Formalion and surrounding formations after Samsó & Tosquella (1988).

Mutti et al. (1988) subdividen el relleno eoceno de la cuenca da Graus-Tremp en seis alogrupos, dentro de cada uno de los cuales se incluye una asociación compleja de secuencias de depósito ("sensu" Van Wagoner etai.,1988). Según Mutti et al. (1988), la formación Areniscas de Roda pertenece a la "Secuencia deposicional de Figols 2 (FG2)" dentro del Grupo de Figols. Este grupo comprendería sedimentos depositados entre 53 y 51,5 Ma (Mutti et al., 1988).

Puigdefàbregas y Souquet (1986) incluyen la formación Areniscas de Roda en el "Ciclo tectonosedimentario TE" y concretamente en la "Secuencia deposicional TE2 (Corones-Figols)" de edad Ilerdiense superior-Ypresiense inferior.

Segiin Serra-Kiel et ai., (1994) y en base a estudios magnetoestratigráficos y bioestratigráficos, la Formación Roda (Arenisca de Roda + Complejo detrítico superior) junto con la Caliza de la Puebla se habría depositado entre finales del Ilerdiense medio 2 y el Cuisiense inferior (Crones 23.r, 24.1 y 24.2n), en un lapso de tiempo algo superior al millón de años.

Tosquella (1995) asigna una edad de Ilerdiense medio 2 a la Caliza de la Puebla, basándose en el reconocimiento de las biozonas de Alveolina corbáríca

111


deHottinger (1960) y de Nujiunu/ites exilis-Assilina leymeriei de Schaub (1981). Para la parte baja de la Arenisca de Roda se propone una edad de Ilerdiense superior, en base a la existencia de las biozonas de Nummulites involutus-Assilina pomeroli de Schaub (1981). A los cuerpos superiores del tramo estudiado de la Arenisca de Roda se les asigna una edad Cuisiense inferior, ya que la asociación faunística hallada es representativa de la base de las biozonas de Nummulites planulatus-Assilina placentula de Schauh (1981).

Bentham y Burbank (1996), a partir de un perfil magnetoestratigráfico y basándose en la edad Cuisiense de la parte media de la sección de Roda propuesta por Puigdefàbregas et al., (1989), correlacionan su sección con la escala temporal de polaridad magnética de Hartland et al., (1990). Según esta correlación la Caliza de la Puebla tendría una edad de 54,6 Ma y la Caliza de Murillo de 53,3 Ma. La Arenisca de Roda, junto con la caliza de La Puebla comprenderían toda la magnetozona C24.2n y la 24.1r de Hartland et al., (1990). Estos autores estiman la duración de la Arenisca de Roda en unos 600.000 años (entre ~54,3 y 53,7 Ma).

El presente estudio sólo se trata la parte inferior de la Formación Roda; correspondiente al "Roda sandstone Member" de Cuevas et al. (1985) y a la Formación de Areniscas de Roda de Tosquella (1988).

Estos materiales se habrían depositado durante los crones 24.1r y 24.2n de acuerdo con la interpretación de Serra-Kiel et al., (1994) y Bentham y Burbank (1996). Pertenecen a la parte alta del Ilerdiense medio 2, al Ilerdiense superior y a la base del Cuisiense inferior (Serra-Kiel et al., 1994).

118

4) Análisis de fades.

4)ANALISIS DE FACIES

La Arenisca de Roda se caracteriza por estar formada por seis cuñas arenosas (U, V, W, X, Y y Z, de Samsó y Tosquella, 1988 y López Blanco et al., 1990) que se interdigitan con facies margosas marinas (figuras R.13, R.14 y R.15). Dentro de estas cuñas se han diferenciado dos grupos de depósitos diferentes; unos que indican ima progradación del sistema hacia la cuenca (regresivos) y otros que marcan episodios de no progradación y expansión de las condiciones marinas (transgresivos).

La Arenisca de Roda ha recibido diversas interpretaciones ambientales durante las últimas décadas.

Van Eden (1970) interpretó los depósitos arenosos como depositados en un ambiente de barra litoral.

Nio (1976) considera la Arenisca de Roda como un complejo de "sandwaves" depositado en un contexto de tipo transgresivo.

Fonnesu (1983) define el complejo de Suerri (equivalente lateral de la Arenisca de Roda) como un complejo deltaico en el que se incluyen depósitos fluviales de llanura deltaica, de frente deltaico y "sandwaves".

Yang y Nio (1989) asumen un modelo deposicional de delta de flujo y reflujo (ebb-tidal delta) con un desarrollo de los sucesivos lóbulos en dirección SE-NW. Nio y Yang (1991) muestran un modelo que implica la existencia de dos areas fuente diferenciadas, una al NW y otra al SE, donde se desarrollaría im gran estuario con "tidal point bars".

En la síntesis sobre la Arenisca de Roda efectuada por Yupaudjian (1984) se incluye una figura inédita de Puigdefàbregas en la que se interpreta esta formación como aparatos de abanico costero progradantes hacia el SW, con estructuras de "sandwave" producto de un retrabajamiento mareal en las zonas más distales. Esta interpretación general de xxn complejo de abanico costero con area fuente al NE y retabajamiento mareal en las zonas distales (SE-NW), es apoyada por los trabajos posteriores de Tosquella (1988) y López Blanco et al. (1990yl991).

En el presente trabajo se considera la arenisca de Roda como un complejo de abanico costero con influencia mareal, en el que se han diferenciado seis asociaciones de facies diferentes (figs. R.14 y R.15), si bien no todas se encuentran en todos los niveles estratigráficos.

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Figura R.13. Mapa geológico de la Arenisca de Roda donde se muestran las principales unidades arenosas.

Geological map of the Roda sandstone where the main sandy units are represented.

Estas son: -facies aluviales y de llanura deltaica (PD) -facies lagunares o de bahía (L) -facies de frente deltaico-"nearshore" (FDC, FDR y N) -facies de "sandwaves" (SW) -facies de "offshore" (P) -facies de plataforma carbonática (PC)

(Ver figura R.16)

4.1) FACIES ALUVIALES Y DE LLANURA DELTAICA

El cinturón de facies aluviales de llanura deltaica se sitúa hacia las zonas más proximales del sistema, en los alrededores de "Coll de Vent" y el Barranco de Codoñeras (Fig. R 16).

Se han diferenciado tres facies principales.

PDl) Areniscas arcósicas de grano grueso, mal seleccionadas y de aspecto masivo que pueden presentar un contenido elevado de matriz arcillosa y cantos dispersos bien rodados (Foto 5, Lámina Vil) y localmente muy abundantes. Ocasionalmente muestran xm moteado versicolor y contienen restos carbonosos, así como fragmentos de fauna marina poco profunda. También existen cuerpos tabulares de conglomerados "clast -supported" ricos en matriz arenosa, sin orientación interna y con base neta. Todos estos cuerpos son tabulares, con xma potencia hemimétrica-métrica y una base neta (en ocasiones erosiva).

Se interpretan como el producto de flujos catastróficos del tipo "debris flow" no cohesivo, emplazados subaerea o subacuáticamente.

PD2) Cuerpos canaliformes de espesor hemimétrico a métrico, formados por areniscas de grano grueso, conglomerados, o ambos tipos de material (Foto 4, Lámina Vil). Los cantos de los conglomerados suelen estar bien redondeados y las areniscas pueden mostrar burrows verticales. Los cuerpos canaliformes presentan una base erosiva y pueden mostrar una tendencia granodecreciente. Internamente pueden presentar una aparencia masiva o estratificación cruzada de gran escala originada por migración de barras. Localmente se observan conjimtos de cuerpos canaliformes amalgamados.

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Figura R.14. Corte geológico de la Arenisca de Roda entre Coll de Vent y el puente de Roda (basado en la correlación de 18 perilles estratigráficc») donde se muestran los principales cinturones de facies y unidades arenosas. Geological cross-section of the Roda Sandstone (based on the correlation of 18 stratigraphic logs) where the main facies belts and sandy units are represented.

Esta facies se asimila a depósitos de relleno de canal que, en vista del contexto con influencia marina en el que se encuentran pueden interpretarse como canales distributarios.

PD3) Areniscas margosas con moteados versicolores, frecuentes nodulos carbonatados y paleosuelos incipientes (Foto 3, Lámina Vil). Representan depósitos palustres o de llanura de inundación sometidos a procesos edáficos. Estos procesos llegan a afectar depósitos de claro origen marino, lo que indicaría la existencia de periodos de emersión de los mismos.

4.2) FACIES LAGUNARES O DE BAHIA

El segundo cinturón de facies a tratar es el de laguna o bahía. Estos depósitos se sitúan, tanto vertical como horizontalmente, entre facies de llanura deltaica y facies arenosas de frente deltaico-"nearshore''.

Se han diferenciado 3 facies principales.

Ll) Secuencias grano y estratocrecientes, esencialmente arenosas y de no más de dos metros de potencia (Fotos 1, 2 y 4, Lámina Vil). Éstas comienzan con alternancias de areniscas y margas, acabando con areniscas e incluso conglomerados. Dichas secuencias se sitúan sobre margas y bajo depósitos de relleno de canal y/o "debris flow". Las areniscas que integran el grueso de cada secuencia consisten en capas de espesor centimétrico-decimétrico, que pueden ser masivas o pueden presentar estratificación cruzada, laminación paralela, estructuras de tipo "flaser", ripples de corriente y oscilación así como burrows verticales. El contenido fósil consiste en alveolinas, bivalvos, gasterópodos algimos nummulites y restos vegetales. Ocasionalmente se observa nodulización por cementación carbonática diferencial así como pavimentos de cantos (facies L2).

Estas secuencias negativas han sido interpretadas como el resultado de la progradación de pequeños frentes deltaicos en zonas protegidas y someras (bahías o lagunas).

L2) Pavimentos de cantos que ocasionalmente presentan perforaciones producidas por moluscos litófagos e incrustaciones de ostreidos. Éstos


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Figura RAS. Corte geológico de la Arenisca de Roda, entre el barranco de Zipagueme (Coma el Cuervo) y Esdolomada (basado en la correlación de 9 perfiles estratigráficos) mostrando los principales cinturones de facies y unidades arenosas.

Geological cross-section of the Roda Sandstone (based on the correlation of 9 stratigraphic logs) showing the main facies belts and sandy units.

pavimentos pueden encontrarse intercalados en el seno de cualquiera de las facies anteriormente descritas (tanto de llanura deltaica como lagtmares).

Se pueden interpretar como el producto del retrabaj amiento de éstas, principalmente, por medio del oleaje u otras corrientes costeras.

L3) Margas y limos grises (a veces versicolores) afectados por un grado de bioturbación variable (Foto 2, Lámina VII). Pueden intercalar una proporción variable de arenas, siendo éstas más importantes hacia el SW (zonas teóricamente más distales). En las margas se puede encontrar fauna (más bien escasa) de valvulinas, pequeños rotálidos, amphistegínidos, Rhabdomina, pequeños nummulites, gasterópodos, ostrácodos de concha lisa y bivalvos. Cuando la proporción de arenas es considerable (hacia el SW) encontramos restos fósiles más abundantes y variados (nummulites, alveolínidos, gasterópodos, briozoos, ostreidos, teredos y otros bivalvos). Muy localmente y en estas facies más arenosas se pueden observar acumulaciones de cantos y vestigios de estratificación cruzada de tipo "through".

Esta facies ha sido interpretada como depósitos de zonas costeras relativamente protegidas (bahías o lagunas) de baja energía, con salinidad marina y con materia orgánica en putrefacción.

4.3)FACIES DE FRENTE DELTAICO-"NEARSHORE"

Esta asociación de facies está dominada por facies arenosas, aunque también incluye una cierta proporción de facies margosas o margo-arenosas. Es una de las más importantes volumétricamente y la más detalladamente estudiada. Comprende 13 facies principales. Éstas no se encuentran en todos los niveles.

Para su descripción se han diferenciado facies progradantes (Fig. R.16) y de abandono (o transgresivas).

4.3.1)FACIES DE FRENTE DELTAICO-"NEARSHORE" PROGRADANTE

Existen dos tipos de frente deltaico principales que serán denominados

"tipo Roda" y "tipo Codoñeras".

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Frente deltaico Frente deltaico proximal (FDRÓ)

Frente deltaico distal (FDR7)

Topsets (FDR1,FDR2,

FDR4)

Foresets compuestos

(FDR5) Foresets

(FDR3)

Bottomsets \.,iFDR8)

Barras maréales

Prodelta-offshore Figura R.16. Bloque diagrama en el que se muestran las relaciones entre las diferentes facies

y asociaciones de facies detríticas de la Arenisca de Roda. Block diagram showing the relationships among the different facies and facies associations

from the Roda Sandstone.

1 )FRENTE DELTAICO "upo Codoñeras"

Los depósitos de frente deltaico de "tipo Codoñeras" se localizan en las unidades inferiores de la sucesión (U y V) y en las areas más septentrionales y orientales de la zona estudiada (barrancos de Canudas, Codoñeras y alrededores de Coll de Vent).

Se presentan en secuencias de tipo grano y estratocreciente (a grandes rasgos) en las que las capas arenosas pueden alternar con intervalos margosos (Foto 1, Lámina VIH). Dentro de las secuencias más completas se pueden diferenciar tres tramos (inferior, medio y superior). El tramo inferior (FDCl) se caracteriza por la existencia de "thin beds" arenosos de potencia centimétrico-decimétrica, intercalados entre margas marinas (Foto 1, Lámina VIII). Estas areniscas suelen ser masivas o presentar laminación planar paralela, con "scours" y cantos blandos en la base. Ocasionalmente y asociados a estas facies se observan cuerpos canaliformes arenosos con

126


potencias de orden decimétxico-métrico, cicatrices erosivas y cantos blandos y que pueden presentar un relleno mono o multiepisódico. El tramo intermedio (FDC2) está constituida por capas arenosas individuales que no son excesivamente continuas lateralmente. Como estructuras sedimentarias pueden presentar laminación de tipo "trough", "hummocky", planar paralela, cruzada de bajo ángulo y posibles "herring bones". Frecuentemente los techos de estas capas muestran crestas de "ripples" que, en ocasiones, pueden ser de tipo simétrico. Tanto las facies de este tramo intermedio como las del inferior, pueden haber sufrido deformaciones por escape de agua, fluidificaciones y presentarse en forma de pseudonódulos. El tramo superior (FDC3) es predominantemente arenoso y esta constituido por niveles arenosos masivos de potencia decimétrica a métrica (Foto 1, Lámina VIII) que en ocasiones incluyen cantos dispersos en hiladas o aislados. Son frecuentes los pavimentos de cantos, que pueden presentar imbricaciones y perforaciones por litófagos. En las secciones más completas (45, cerca de Iscles) la secuencia de frente deltaico culmina con arenas arcósicas que pueden formar sets de hasta 1 metro de potencia, con estratificación cruzada tangencial hacia la base. Ocasionalmente existen cicatrices erosivas acanaladas. Las facies e estos tres tramos puesen presentar grados de bioturbación variables, con pistas de tipo Ophiomorpha y Skolithos.

Estas secuencias han sido interpretadas como el producto de la progradación de un frente deltaico afectado por el oleaje en el que se diferencian tres zonas principales en función de su proximalidad o distalidad. En las zonas más proximales (FDCl) se depositan facies de "debris flow" y barras arenosas progradantes en la barra de desembocadura proximal. Estas facies pueden estar erosionadas por canales distributarios y los pavimentos de cantos indican el intenso retrabajamiento por el oleaje en la zona de "foreshore". La zona intermedia (FDC2) representa la zona de barra de desembocadura-frente deltaico distal; donde los depósitos muestran, además de las estructuras producto de los procesos tractivos originales, las de retrabajamiento por el oleaje, tempestades y mareas. La zona más distal (FDC3) marca el tránsito hacia facies de prodelta y "offshore". La deposición de arenas sería en forma de pequeñas corrientes de turbidez de baja densidad, producto de la descarga de los distributarios, pequeñas desestabilizaciones o de tempestades que darian lugar a las "thin beds". Estas corrientes de turbidez estarían ocasionalmente canalizadas en pequeños "gullies". Estas facies son similares a las de barra de desembocadiu-a intermedia descritas por Fonnesu (1983).

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2)FRENTE DELTAICO "tipo Roda" Las facies de frente deltaico "tipo Roda" se reconocen en toda la zona

estudiada y en las seis cuñas arenosas (siendo anecdóticas en U y V y el constituyente principal del resto de unidades). Se han diferenciado ocho facies principales (Fig. R.16). FDRl) Areniscas arcósicas, generalmente de grano medio a grueso, masivas o con estratificación horizontal poco definida (Foto 3, Lámina VIII). Constituyen paquetes tabulares de hasta 3 metros de espesor. Muestran una intensa bioturbación con frecuentes "burrows" verticales y nodulización por cementación carbonática diferencial. En ocasiones presentan vestigios de estratificación y laminación cruzada generada por la migración de megaripples y ripples. Localmente se observan cantos y granulos, dispersos o alineados en pavimentos (facies L2) así como una fauna de nummuUtes, alveoUnas, briozoos, equinodermos, teredos, ostreidos y otros bivalvos. Pueden incluir fragmentos vegetales y capas milimétricas a centimétricas de carbón.

Esta facies es típica de la zona NE (barrancos de Codofteras y Canudas) y se puede interpretar como el producto de la alternancia en el tiempo de períodos de aportes sedimentarios importantes, que darían lugar a depósitos de barra de desembocadura proximal (arcosas masivas con cantos o con estructuras de corriente) y períodos de abandono (o transgresivos) en los que estas facies serían retrabajadas, bioturbadas y colonizadas por fauna marina somera. FDR2) Areniscas masivas de grano medio, a grueso, bioturbadas, generalmente azoicas (aunque en ocasiones pueden presentar restos de fauna marina; Foto 2, Lámina VIII) y con abundantes nodulos por cementación carbonática diferencial. Se presentan en capas horizontales de espesor decimétrico a métrico. Algunas de estas capas presentan gradación granulométrica positiva con acumulaciones de cantos, granulos y bioclastos en la base. En ocasiones presentan estratificación cruzada de bajo ángulo inclinada hacia el S, así como estratificación cruzada originada por la migración de megaripples. Hacia el S pasan lateralmente a facies con estratificación cruzada de gran escala que describiremos posteriormente (FDR3).

Esta facies constituye los "topsets" del conjunto progradante de frente deltaico-"nearshore" (Fig. R.16). Estos "topsets" se depositarían en la zona de mayor energía de la plataforma del frente deltaico, por encima del nivel de base del oleaje, durante períodos de buen tiempo. En dicha zona se produciría una repetida alternancia de: episodios de erosión y "bypass", episodios deposicionales ligados a corrientes litorales de alta energía, y períodos de calma durante los que se produciría la bioturbación. Quizás, parte de estos depósitos podrían atribuirse

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al relleno de canales o depresiones muy amplias y de márgenes poco definidos, localizadas sobre la plataforma del frente deltaico (Fig. R.16).

FDR3) Areniscas de grano medio a grueso en "sets" de estratificación cruzada de alto ángulo, de 1 a 20 metros de espesor (Fotos 4 y 5, Lámina VIH). Los "cross-strata" individuales o "foresets" presentan un espesor de decimétrico a métrico y en su interior pueden observarse laminación paralela con buena selección granulométrica y estratificación cruzada originada por megaripples. Éstos indican paleocorrientes similares a las deducidas a partir de los "foresets" en los que se incluyen. Los "foresets", con una geometría sinusoidal, presentan inclinaciones que pueden alcanzar los 30° y suelen ser tangenciales hacia la base, pasando a "bottomsets" (facies FDR8). Hacia techo de cada "set", cuando no existe tnmcación, puede observarse un pasó gradual a la facies FDR2 de "topset". En la parte alta de los "sets" son frecuentes los nodulos de cementación diferencial. Lateralmente, en la dirección de máxima inclinación, pueden diferenciarse grupos de "foresets" separados por superficies de reactivación que pueden separar conjuntos adyacentes con paleocorrientes divergentes. Estas paleocorrientes varían de SSE a NW, dominando las dirigidas al SSW y WSW. En algún caso, los "sets" se disponen mutuamente con una estructura "herringbone" de escala métrica, mostrando "mud-drapes" entre los "foresets", lo que sugiere la influencia de corrientes maréales en su formación.

Estas areniscas con "megaforesets" se interpretan como el producto de la progradación (generalmente mediante procsos de avalancha) hacia el SSW y WSW de un frente deltaico de fuerte pendiente (tipo "Gilbert") (Fig. R.16), posiblemente nucleado a partir de barras arenosas transversales y de cresta sinuosa alimentadas por aportes fluviales. Ocasionalmente, en las partes distales del frente deltaico, la acción de corrientes litorales tendería a modificar progresivamente el sentido de progradación hacia el WNW, mediante el desarrollo de barras arenosas orientadas en dicha dirección (Fig. R.16).

FDR8) Facies arenosa o margo-arenosa con estratificación horizontal que constituye el "bottomset" de las facies con estratificación cruzada de gran escala (Fotos 4 y 5, Lámina VIII y 2, Lámina IX). Presenta una importante bioturbación y, localmente, faima de alveolinas y nummulites, así como nodulos ferruginosos y fragmentos vegetales.La potencia de estas capas es de centímétrica a métrica. En ocasiones aparecen varios niveles "soldados", con las las superficies de estratificación obliteradas por una abundante bioturbación. Localmente los "bottomsets" arenosos pueden incluir "sets" de espesor decimétrico de estratificación cruzada del tipo "tidal bundles", producto de la migración de

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formas de fondo de tipo megaripples bajo comentes maréales fuertemente asimétricas en ambientes submareales.

Estas facies se pueden interpretar como los "bottmsets" del sistema de frente deltaico-nearshore progradante. Se correspondería con las zonas más profundas del frente deltaico en tránsito a las facies lutíticas de "offshore" (Fig. R.16). En estas zonas la energía sería baja, favoreciendo la colonización por fauna marina y la consiguiente bioturbación. La existencia de facies con "tidal bundles" nos indica que estas zonas más profundas eran submareales y que, ocasionalmente, en éstas actuaban corrientes maréales asimétricas.

FDR4) Areniscas de grano fino con estratificación cruzada de tipo "trough" en "sets" de espesor centimétrico a decimétrico. Estos "sets" se pueden agrupar en "cosets" de espesor métrico, caracterizados por mostrar una base erosiva y tapizada por acumulaciones de fauna marina.

Se interpretan como depósitos originados por la migración de megaripples sobre pequeños canales de drenaje (¿distributarios?) y/o depresiones ("intershoals") localizados sobre la plataforma del frente deltaico (Fig. R.16).

FDR5) Areniscas de grano ñno a medio con estratificación cruzada de espesor métrico (de 0,5 a 12 m.) y con "foresets" compuestos, similares a los descritos para FDR4, aunque en este caso los "foresets" y la estratificación cruzada interna muestran paleocorrientes marcadamente divergentes (de 30° a 100°) (Foto 7, Lámina VIII y Foto 2, Lámina K). Además, en algún caso, los "sets" de estratificación cruzada subordinada puede mostrar estructuras de tipo "tidal bundles".

Esta facies se interpreta como el resultado de la progradación hacia el SSW y WSW de las facies FDR3 bajo la constante influencia de corrientes maréales y/o litorales. Estas últimas se orientarian de oblicua a perpendicularmente con respecto al sentido de progradación general y serían las responsables de la migración en el frente deltaico de trenes de megaripples y barras arenosas elongadas hacia el WNW (Fig. R.16).

FDR6) "Sets" arenosos de estratificación cruzada de escala métrica, hasta 10 m de espesor, y cuyos "foresets" se caracterizan por mostrar una clara evolución textural, hacia la cuenca, a sedimentos margoarenosos muy bioturbados (FDR7) (Fotos 1 y 4 Lámina IX) (Fig. R.16). Los diferentes "sets" pueden aparecer separados por superficies de reactivación. Esta facies se localiza hacia las partes altas o más proximales de ciertas clinoformas progradantes de frente deltaico y


hacia "tierra" (ENE-NE) puede gradar a facies de "topset" (FDR2) cuando no hay truncación.

Su presencia supone el desarrollo de un tipo de frente deltaico de menor pendiente y de granulóme tría más fina al representado por las facies FDR3, FDR8yFDR5.

FDR7) Areniscas margosas y margas arenosas bioturbadas, con fauna marina dispersa (Fotos 6, Lámina VIII y 2, 3 y 4, Lámina IX). Constituyen los depósitos distales o de menor energía localizados por debajo de los depósitos de frente deltaico representados por la facies FDR6. En dirección a cuenca pueden gradar a las facies arenosas de origen mareal (SWl, SW2, SWS) o a facies de margas gris azuladas de prodelta (Pl) que se describirán a continuación (Fig. R.16).

4.3.2)FACIES DE ABANDONO DE FRENTE DELTAICO-"NEARSHORE"

Estas facies son poco importantes volvunétricamente. En ellas se incluyen, aparte de las que describiremos a continuación, las FDRl ya descritas. NI)Areniscas masivas o con estratificación subhorizontal, en bancos de 0,5 a 1 m. de espesor. Presentan nodulos de cementación carbonática diferencial y abimdante fauna de nmnmulites, alveolinas, equinodermos, briozoos, teredos y otros bivalvos. Pueden incluir cantos, dispersos o acumulados como pavimentos, así como fragmentos vegetales y carbonosos. Ocasionalmente se observan vestigios de estratificación cruzada de tipo megarripple y "hummocky"(?). Estas areniscas muestran una intensa cementación carbonática que se incrementa hacia cuenca (SW) en cuya dirección pasan a depósitos de plataforma carbonática (facies PCI).

Esta facies se interpreta como depósitos de "nearshore" originados durante periodos con bajas tasas de sedimentación terrígena (es decir, durante períodos transgresivos o de abandono del sistema deltaico) y de intensa productividad orgánica. Posiblemente estos depósitos sufrirían un intenso retrabajamiento por corrientes costeras y/o tormentas, aunque dicho retrabajamiento generalmente ha sido enmascarado por la bioturbación posterior.

N2) Superficies intensamente bioturbadas, desarrolladas sobre facies arenosas de frente deltaico (FDRl. FDR2. FDR3. NI). Asociada a dichas superficies se observan acumulaciones de fauna marina somera y una cementación carbonática diferencial en nodulos.

131


Son superficies de inundación marina interpretables como verdaderos "hard-grounds" submarinos, desarrollados durante períodos transgresivos, caracterizados por una tasa de aporte terrigeno muy baja o nula. Este tipo de superficies limitan a techo algunas de las subunidades progradantes de los cuerpos X, Y y Z.

4.4)BARRAS SUBMAREALES-"SANDWAVES"

Los depósitos de esta asociación de facies se localizan en las partes más distales del sistema deltaico, pudiéndose encontrar adosadas (al frente deltaico) o totalmente desconectadas y englobadas en facies de prodelta y offshore (FDR7 y Pl) (Fig. R.16). Se han diferenciado tres facies principales,

SWl) Esta facies consiste en una alternancia de capas centimétricas a decimétricas de areniscas y lutitas (Foto 3, Lámina IX). En ocasiones esta alternancia presenta una tendencia secuencial grano y estratocreciente. Las areniscas muestran ripples de corriente a techo y las estructuras de tipo "flaser" son frecuentes. La bioturbación suele ser intensa.

Representa una facies submareal de baja energía, localizada en las areas marginales de las barras arenosas submareales ("sandwaves") que se describirán a continuación (SW2 y SW3).

SW2) Areniscas en "sets" tabulares de estratificación cruzada que muestran secuencias laterales bien desarrolladas de tipo "tidal bundles" (Fotos 3, 4 y 5, Lámina K). La potencia de los sets es de centimétrica a métrica.

Esta facies se ha interpretado como depósitos submareales de tipo "shoal" producidos por la migración de megaripples bajo la acción de corrientes maréales fuertemente asimétricas, entre las que supuestamente dominan las de reflujo, orientadas entre el SW y el NNW.

SW3) Areniscas con estratificación cruzada sigmoidal de gran escala (Foto 6, Lámina IX). Esta facies aparece lateral y verticalmente relacionada con la precedente. Consiste en "sets" de potencia métrica (hasta 10 m.), caracterizados por unos foresets muy tangenciales hacia la base donde a veces se observa una alternancia muy bioturbada de pequeños horizontes de arenisca con ripples de corriente y de margas. La inclinación de los "foresets" sugiere paleocorrientes orientadas entre el SW y el NNW. Estas barras pueden desarrollar (a parte de "foresets") "topsets" y "bottomsets".

132


Han sido interpretados como el producto de la progradación de las caras de avalancha de grandes barras arenosas submareales, de varias centenas de metros de longitud y de 3 a 10 m. de altura, producidas por corrientes maréales de reflujo.

4.5 )PRODELTA-OFFSHORE

En esta asociación se podría incluir, aparte de la facies que seguidamente se describirá, la FDR7.

Pl) Margas gris azuladas con un contenido variable en fauna marina. Suelen ser masivas y mostrar un mayor contenido en las fracciones granulométricas limo y arena hacia la zona de tránsito al frente deltaico.

Son materiales depositados principalmente por decantación y posteriormente homogeneizados por bioturbación en las partes más profundas y alejadas del sistema deltaico (Fig. R.16).

4.6)PLATAF0RMA CARBONÁTICA

Se ha diferenciado ima única facies (PCI) que, hacia zonas más someras grada a las facies de "nearshore" (NI) descritas con anterioridad, mientras que en sentido opuesto pasan a sedimentos margosos de "offshore" (PI).

PCI) Esta facies comprende desde packstones arenosos a wackestones (pasando por packstones limpios), que se presentan en capas muy bioturbadas de espesor centimétrico a métrico. La fauna principal está representada por nummulites, alveolinas, operculinas, discocyclinas, corales, briozoos, gasterópodos y bivalvos.

Son depósitos de plataforma carbonática abierta, que, al igual que las facies de "nearshore", aparecen relacionadas con periodos de actividad baja o nula del sistema deltaico, situándose en zonas alejadas de la costa, con una influencia terrígena mínima. Sin embargo, cabe destacar el hecho de que existen una serie de depósitos de este tipo (por ejemplo, la "caliza de la Santa Creu") que podrían haberse depositado coetáneamente (al menos en parte) a la progradación de alguna de las unidades terrígenas. Este hecho se puede relacionar con el crecimiento sinsedimentario del de un anticlinal. Dicho crecimiento crearía un alto fondo, suficientemente alejado de los aportes detríticos y con la suficiente iluminación como para ser una zona favorable para la instalación de una pequeña plataforma carbonática.

133"








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Los directores:




5 )SECUENCIALIDAD

S.DINTRODUCCIÓN

La "Roda Formation" de Cuevas et al. (1985), en el valle del Isábena, está representada por una secuencia de tendencia general regresiva de unos 350 metros de potencia. Esta secuencia se puede subdividir en otras dos de menor entidad. La inferior, que muestra una tendencia de tipo regresivo-transgresiva, se corresponde con la Formación de Areniscas de Roda Tosquella (1988); mientras que la parte superior, de tendencia regresiva, se corresponde con el Complejo detrítico superior de Tosquella (1988) (ver tabla II).

Nio y Yang (1991) indican la existencia de tres órdenes diferentes de ciclicidad que afectan a la Arenisca de Roda (fig. R.17).

Esta ciclicidad, según los autores, estaría relacionada con los ciclos eustáticos de Vail (1987) (Fig. R.18) y los de Milankovitch. La caliza de la Puebla se correspondería con una sección condensada mayor y las margas que la sobreyacen conformarían el "highstand systems tract" de un ciclo de tercer orden de Vedi (1987). La entrada de areniscas en esta cuenca, marcada por la base de la unidad I (W de Tosquella, 1988), significaría un límite de secuencia relacionado con xma. bajada del nivel del mar de 34 m/Ma. Al ser la subsidencia de 100 m/Ma, el límite de secuencia generado es de tipo IL Sobre este límite de secuencia se deposita un "shelf margin systems tract" que se corresponde con las unidades I, II y III de estos autores (X, Y y ZI de Tosquella 1988), siendo el primer cortejo del ciclo T.A. 2.5.

Figura R.17.a) Esquema resumen de la Arenisca de Rcxla mostrando su desarrollo secuencial. "Time sequence" se refiere a la secuencia de deposición de unidades arenosas en el tiempo. "Sedimentary sequence" se refiere a la secuencia preservada en sedimentos. l=calizas; 2=margas; 3=margas arenosas; 4="cosets" con estratificación cruzada de "megaripples"; 5= estratificación cruzada de gran escala y alto ángulo; 6=estratificación cruzada de gran escala y bajo ángulo; 7=laminación cruzada de pequeños ripples; 8=estructuras "flaser"; HS=cortejo de nivel alto; TR=corteJo transgresivo; SMW=corteJo de cuña de borde de plataforma; mfs=superficie de máxima inundación.

b) Fluctuaciones eustáticas de tercer y cuarto orden y su relación con el desarrollo secuencial de las unidades de la Arenisca de Roda. La curva eustática es la de Haq et al. (1987). La curva eustática de cuarto orden se basa en los análisis secuenciales de la Arenisca de Roda (Nio y Yang, 1991).

a) Summary chart showing the sequence stratigraphic development of the Roda sandstone. Time sequence refers to the sequence of the deposition of sand units in time. Sedimentary sequence refers to the preserved sequence in depth. l=limestone; 2=marl;3=silty marl; 4=megaripple crossbedding cosets; 5=large, high-angle, cross-bedding; 6=large, low-angle, cross-bedding; 7=small-scale, ripple cross-lamination; 8=flaser bedding; HS=highstand systems tract; TR=transgressive systems tract; mfa=maximum flooding surface.

b) Third- andfouth-order eustatic sea-level fluctuations and the sequence stratigraphic development of the Roda Sandstone units. The third-order eustatic curve is based on Haq et al. (1987). The fourth-order eustatic curve is based on sequence stratigraphic analbes of the Roda Sandstone Member (Nio & Yang, 1991).

134

5) Secuencialidad.

^ 3 ^

(b)

EUSTATC SEA LEVEL

UGH LOW

\ 52.5 my-

ihird-ordcr \ J —

fourth-order *'V

( _

/

y -

SAMISTONE

SUBUNT

F4 F.^ E2/ D2-4

E l / D l c B A

UMT

unit I I I

unit 11

unit 1

SEQUENCE OnOAMZATXM

FOUHTM-ORDER CYCLE

Plateau Limestone

shelf sand marl abandonment sy widely-spaced TB

closely-spaced TB

[•face, limestone retrogradation

of TD build-up and preservation

of TD

T L l single

marl abandonment surface, limestone

aggradation, well preserved FB

progradatioa truncated FB

mart

abandonment surface, limestone aggradatiorv well preserved FB

progradation, truncated FB

marl

abandonment surface, limestone

progradation,truncated FB

marl

THRD-OROER CYCLE

condensed sequence

widening of estuary retrogradation

development of ebb tidal delta

lateral accretion nf tidal point bar

aggradation of transverse bar

progradation of transverse bar

SYSTEMS

TRACT

2.5 mfs

2.5 TR

2J SM

2Jsb—

135


En este cortejo tenemos los depósitos de "transverse sand bar". Cada una de las tres unidades compuestas por este tipo de facies correspondería a un ciclo de cuarto orden. Estas barras son de tipo compuesto, reflejando cada episodio de crecimiento-abandono los ciclos de quinto orden. El "transgressive systems tract" está constituido por depósitos de "tidal point bars" y "tidal delta lobes" localizados por debajo de la "plateau limestone". En este cortejo los ciclos de cuarto orden estarían marcados por tres partes diferenciadas: a) durante el inicio de la calda del nivel del mar el sedimento era atrapado en el estuarío, dando lugar a "tidal point bars" y lóbulos de delta mareal aislados; b) al final de la caida se asiste a un incremento del suministro de sedimento en la desembocadura, existiendo corrientes maréales bien canalizadas; c) durante la subida del nivel del mar tiene lugar una acreción lateral espaciada y la retrogradación del delta mareal. El período ocupado por el "shelf margin systems tract" y el "transgressive systems tract" del ciclo TA 2.5 es de unos 0,5 Ma. el cuarto orden parece comparable con los ciclos de 100.000 años de Milankovitch, mientras que los de quinto orden estarían ligados a los de 40.000 y 20.000 años (siempre según Yang y Nio, 1991). R E L A T I V E CHANGE SYSTEMS ELSTATIC

OF COASTAL ONLAP TRACTS CURVES

landward hasinward 200 100 Om

• 50 5 T

51

»«.11 «i-.-

M s • • ( -TR SM N

I"' < 7^

— mts

•^l 5

5 4 . : ' ^

•U Esdolomada

El Villar Lst

L Esdolomada

Figura R.18. Columna estratigráfica esquemática del Eoceno inferior del valle del Isábena, en la que se muestran las secuencias y cortejos (5en5« Vail, 1987) en la escala temporal. Las curvas eustática y la de "onlap" costero han sido tomadas de Vail (1987) (Nio y Yang, 1991).

Schematic ane in m v stratigraphic section of

part of the Lower Eocene in the Isabena valley, showing sequences and systems tracts in geological time. Systems tracts follow the definition of Vail (1987). Relative change of coastal onlap and the eustatic curves follow Vail (1987) (Nio & Yang, 1991).

3C

a.

r-

£

ri

a. z

z

— a. z

z

Dentro de la Formación de Areniscas de Roda, objeto de nuestro estudio, se han diferenciado seis unidades principales denominadas U, V, W, X, Y y Z (López Blanco et al., 1990), basadas en la subdivisión de Tosquella (1988). Estas vmidades menores están representadas por las diferentes cuñas arenosas separadas por intervalos margosos (figs. R.13, R.14 y R.15).

La Formación de Areniscas de Roda se caracteríza por una arquitectura deposicional compleja, resultado de la superposición de quince prísmas

136

5) Secuencialidad.

terrígenos separados por intervalos transgresivos (carbonáticos o no) R.19).

(fig.

d .w J^J

Transgresivo déla

megasecuencia compuesta superior

Regresivo déla

megasecuencia compuesta

inferior

Reg. -A

Trans.

Reg.

• Trans.i

Reg.

-2

Trans.

1 Reg.

_ Q P 0

Ñ

N

M

L K

. . H - l . -

(i F

E

D _

C

B

A

z

Y

X

4

3

2

1

4

3

2

1

3 2 1

0

W

V

u

100 m

midma actetaión de las/ocies de 'topsei' (paso de Ursels aforeseu)

máxima extensión de las fades arenosas de frente deltaico y 'nearshore'

50

O O 5000 m

Figura R.19. Esquema donde se muestra la relación entre el avance y retroceso de la máxima extensión alcanzada por las facies arenosas de frente deltaico-'nearshore" y la máxima extensión

hacia cuenca de las facies de "topset" (medidas a partir de la sección de la vertiente este del río Isábena). También se muestran las secuencias fundamentales, secuencias compuestas y

megasecuencias compuestas definidas en este trabajo y las unidades definidas por López Blanco et al. (1991) basadas en el trabajo de Tosquella( 1988).

Relation between the advance and retreat of the maximum basinward extension of the nearshore-delta front facies and the maximum basinward extension of the topset facies

(measured in the eastern Isábena river section). Fundamental sequences, composite sequences, and composite megasequences defined in this work, as well as the units defined by López

Blanco et al. (1991), following the study ofTosquella (1988).

En la sucesión de la Arenisca de Roda se ha aplicado el mismo típo de análisis secuencial que en Sant Llorenç del Munt, basado en secuencias de tipo transgresivo-regresivo, probando su utilidad en diferentes sistemas.

137


El gráfico de la figura R.19 se basa en los paneles de correlación de cerca de un centenar de perfiles estratígráficos realizados en la zona (López Blanco et al., 1990 y 1991). En él se muestra (a) el avance y retroceso de las facies de frente deltaico-nearshore y (b) el avance y retroceso del tránsito de facies de "topset" a "foreset". Este tipo de gráficos (al igual que en el estudio del sistema de Sant Llorenç del Munt en el capítulo II) han sido utilizados como punto de partida para el análisis del apilamiento de las diferentes unidades y de la jerarquía de los diferentes ciclos reconocibles en la sucesión. A partir de dicha figura y de otras relaciones existentes entre las diferentes facies, se han podido distinguir una serie de ciclos de tipo transgresivo-regresivo.

Se han diferenciado tres órdenes principales de cicUcidad que, al igual que en el caso de los sistemas de Sant llorenç del Munt y Montserrat (en el capítulo II), se han denominado secuencias fundamentales, secuencias compuestas y megasecuencias compuestas (figura R.19). En el citado cuadro se pueden ver los tres órdenes secuenciales diferenciados (16 secuencias fundamentales, 4 secuencias compuestas y 2 megasecuencias compuestas), así como su correlación con las unidades o cuñas de López Blanco et al. (1991), basadas en las de Tosquella (1988).

5.2)SECUENCIAS FUNDAMENTALES Son las secuencias de tipo transgresivo-regresivo de menor escala

diferenciadas. Su potencia puede oscilar entre 5 y 50 metros. Estas secuencias son fácilmente reconocibles en zonas medias del sistema donde predominan los depósitos de frente deltaico y "nearshore" (los que mejor registran las variaciones del nivel relativo del mar). Al igual que las definidas en el sistema de Sant Llorenç del Munt, las secuencias fundamentales constan de un tramo transgresivo inferior y un tramo regresivo superior.

El tramo transgresivo se situa sobre el límite de secuencia fundamental (generalmente coincidente con una superficie de máxima regresión o una superficie transgresiva) y bajo una superficie de máxima inundación. Los depósitos que forman este tramo son facies de plataforma carbonática y frente deltaico-"nearshore", retrabajados y bioturbados que muestran secuencias de tipo profundizante. La potencia de estos tramos, salvo excepciones, no suele superar los 3 metros.

El tramo regresivo superior está constituido principalmente por depósitos de frente deltaico claramente progradantes (y sus equivalentes laterales) que dan lugar a secuencias de tipo somerizante. Estos tramos regresivos son mucho más importantes volumétricamente que los transgresivos y pueden presentar

138

5) Secuencialidad.

una complejidad interna (de facies y arquitectura) variable según la unidad que se considere.

5.2.1)SECUENCIAS FUNDAMENTALES "TIPO CODOÑERAS"

Este tipo de secuencias fundamentales se caracterizan por tener un tramo regresivo constituido por facies de frente deltaico de "tipo Codoñeras" mostrando tendencias de tipo grano y estratocreciente, así como somerizantes. De este tipo son las secuencias fundamentales A y la parte oriental de la B (figura R.19).

5.2.2)SECUENCIAS FUNDAMENTALES "TIPO X"

La estructura interna del cuerpo arenoso X se muestra en la figura R.20. Al sur del barranco de Canerol, las secuencias fundamentales se suelen presentar como ciclos de progradación-abandono constituidos esencialmente por facies FDR2, FDR3 y facies N2 a techo.

Estos ciclos de progradación-abandono son somerizantes y están separados los tmos de los otros por superficies de inundación marcadas por una intensa bioturbación, presencia de fauna marina (escasa) y una fuerte cementación y nodulización (figura R.21). En una sección vertical estos ciclos podrían ser asimilados a "parasecuencias" ya que son somerizantes y limitados por superficies de inundación, pero en realidad son secuencias transgresivo-regresivas que constan de 2 términos bien definidos. Existe un término transgresivo y un término regresivo que se compone de tres tramos diferenciados (regresión normal inicial, regresión forzada acrecionaria, regresión normal final).

Como ya se ha dicho, estos ciclos muestran una clara tendencia somerizante y están limitados por ima superficie que a la vez marca un máximo transgresivo y un máximo regresivo. Es decir, que ambas superficies son coalescentes en la zona central del sistema y que no hay término transgresivo. La ausencia de este término puede estar condicionada por:

-Que la transgresión en cuestión esté relacionada con un cese de los aportes detríticos, no habiendo sedimento disponible ni para progradar ni para formar depósitos transgresivos.

-Que el período transgresivo sea muy corto, no dando tiempo a la generación de depósitos.

-Que realmente sí existan depósitos transgresivos pero que éstos se hallen formando prismas sedimentarios hacia zonas más proximales, acuñándose hacia la zona en cuestión.

139


2 g f»

o H

We

2 g CO

'S ^ o u.

C/2

> « ^ C CO

V2

• (D

1 D

5 d) c D O

O'

«o D •O

C O

u

140

5) Secuencialidad.

Figura R.20. Corte geológico del cuerpo X de la Arenisca de Roda En la parte superior del gráfico se indican los diferentes tipos de facies. En la parte inferior se indican las paleocorrientes marcadas por las clinoformas.

Cross-section of the X sandbody of the Roda Sandstone. The different types of facies are indicated in the upper part. Paleocurrents deduced from the clinoforms are represented.in the lower part of the graph.

30m.

Somerización +

progradación +

deposición

Figura R.21. Columna estratigráfica esquemática del sector central del cuerpo X. En ella se diferencian las superficies que separan los tramos progradantes y somerizantes. smi=superficie de máxima inundación. Los números se corresponden con las diferentes secuencias fundamentales.

Schematic stratigraphic log of the central sector of the X sandbody where the surfaces separating differentprograding and shallowing successions are shown. The numbers represent different fundamental sequences.

Tras el estudio de las r e l a c i o n e s existentes entre facies se deduce que la tercera posibilidad es la más correcta. Como se

muestra en la tiguras R.22 y R.23 existe un paso de facies de frente deltaico progradante a facies bioturbadas con fauna marina hacia zonas más proximales. De esta manera, hacia zonas proximales las facies arenosas bioturbadas con fauna y carbón (FDRl) son las más abundantes y se corresponden con los episodios transgresivos; mientras que los intervalos regresivos son de escasa potencia y se corresponden con superficies con cantos (L2) y facies arenosas masivas sin fauna y con restos de estructuras de corriente (megaripples) (FDRl).

Así, la superficie de máxima regresión (la que originalmente determina el límite de secuencia) sólo queda preservada hacia las zonas más proximales del sistema. Hacia las zonas medias y distales dicha superficie ha sido retrabajada (y eliminada) durante la posterior transgresión. Ésta genera una superficie transgresiva que, al no existir deposición durante la transgresión, acaba coincidiendo también con la superficie de máxima inundación. En algún nivel, los tramos transgresivos incluyen depósitos de sandwave (SW), de lo que se deduce que durante el período transgresivo podría haber dos zonas con deposición: una costera, más proximal, y otra de sandwaves hacia zonas más

141


profundas, separadas por una zona intermedia, sin deposición en la que dominaría el retrabaj amiento y la bioturbación.

Stqterficie de máxima immdacwn

Superficie transgrestva

ex

Superñí'u de maxuna regresión

^ ^ " ^ \ .

Deposición Retrabaiamiento y bioturlaación

Figura R.22. Esquema ideal mostrando la relación entre las superficies de truncación y bioturbación con los depósitos transgresivos de "nearshore" y "sandwaves", así como con las

superficies de máxima inundación y máxima regresión (límites de secuencia fundamental). Ideal sketch showing the relationships between the truncation and bioturbated surfaces, the

transgressive nearshore andsandwave deposits, and the maximum transgression and maximum regression surfaces (fundamental sequence boundaries).

Transgresivo Regresivo SW

Superficie de máxima regresión •Superficie de máxima inundación

Figura R.23. Correlación entre columnas estratigráficas en el cuerpo X, en la que se muestra la relación entre las superficies que delimitan los ciclos en la zona central y en zonas más

proximales. Correlation between stratigraphic logs from the X sandbody, where the relation between the

surfaces bounding cycles in central and proximal areas are shown.

Como se ha mencionado anteriormente, el tramo regresivo de cada uno de estos miniciclos se compone de tres tramos diferentes, deducidos de las relaciones geométricas existentes entre las facies de "topset" (FDR2) y "foreset" (FDR3) y de la trayectoria de la línea de costa deducida a partir de éstos. En el primer tramo existen tanto las facies de "topset" como sus equivalentes de "foreset". En el segtmdo sólo existen facies de "foreset" que están truncadas a

142

5) Secuencialidad.

1.

± £ _ L fV

tiempo

tiempo

2. Con aportes detríticos

Sin aportes detríticos © « X

Figura R.24. Hipótesis de generación de las superficies de truncación de ios "topsets". 1) por variaciones relativas del nivel del mar. 2) por alternancia de períodos con aportes y períodos

sin aportes, en los que se produce un intenso retrabajamiento. Generation offoreset-truncalion surfaces. 1) due to relative sea-level variations. 2) due to an alternation of important sediment-supply episodes and non sediment-supply but reworking

episodes.

techo por una superficie erosiva de "toplap". El tercer tramo, previo al intervalo transgresivo vuelve a constar de "topsets" y "foresets". La existencia de estos tramos diferenciados con y sin "topsets" puede explicarse de dos maneras diferentes:

-A partir de pequeñas fluctuaciones del nivel relativo del mar, produciéndose primero una fase de agradación+progradación (regresión

143


normal) durante un ascenso relativo (a) seguida de una fase de progradación+erosión (regresión forzada) durante el posterior descenso relativo (b) en la que, a parte de no generarse "topsets", se erosiona la parte alta de los "topsets" previamente generados (Figura R.24.1).

-A partir de variaciones en la tasa de aporte y erosión costera. Durante la primera fase tendría lugar agradación y progradación, ligadas a unos importantes aportes (a). Cuando éstos cesan, el oleaje erosionaría la parte más alta de los depósitos (b), dando lugar a la superficie de trimcación sobre los foresets más extemos y a la desaparición de los topsets mas altos (Figura R.24.2).

El hecho de encontrar el tramo final con "topsets" en una posición más distal y más baja topográficamente que los últimos "topsets" del tramo inicial, nos indican la existencia de una bajada del nivel relativo del mar. Este hecho nos confirma que la primera hipótesis es la más adecuada, aunque procesos erosivos como los señalados en la segunda también podrían ser activos, aunque con una influencia menor. Así, los depósitos con topsets se formarían durante los períodos de ascenso del nivel relativo del mar, mientras que durante el descenso se iría generando la superficie de truncación (R.25).

tiempo

Figura R.25. Esquema de una secuencia fundamental generada a partir de ciclos de variación relativa del nivel del mar. Se puede diferenciar: tramos transgresivos (1 y 13), de regresión

normal (2, 3,4, 5, 6 y 10, 11, 12) y de regresión forzada (7,8, 9). Fundamental sequence generated from relative sea-level variation cycles. 1 & 13 are

transgressive tracts; 2, 3, 4, 5, 6, 70, IJ & 12 represent normal regression deposits; and 7, 8, & 9 correspond to forced regression deposits.

De esta manera tenemos que estos ciclos, que dan lugar a las secuencias fundamentales distinguidas en el cuerpo X, están compuestos por 4 términos:

1) Transgresivo (TST) 2) Regresión normal inicial (HST) 3) Regresión forzada (FRST) 4) Regresión normal final (LPW)

144

5) Secuencialidad.

Atendiendo a la figura R.20 (b), donde se muestran las paleocorrientes del cuerpo X, se puede ver que todos los ciclos muestran una evolución similar. El tramo regresivo suele comenzar con foresets que indican una progradación hacia el sur. Éstos van evolucionando progresivamente a depósitos que progradan hacia el oeste, los cuales representan los últimos episodios de la progradación. Tras éstos se forma el término transgresivo que, en ocasiones, está formado por depósitos de "sandwave".

En el último ciclo existen tres prismas progradantes separados por superficies de truncación (entre el término 3 y el 4), no existiendo el término transgresivo (Figura R.26 a). Esta arquitectura podría corresponder a ciclos similares a los que dan lugar a las secuencias fundamentales, pero en los que la subida del nivel del mar no es lo suficientemente importante como para poder desarrollar un intervalo transgresivo, pasando directamente del término 4 (regresión normal final) al 2 (regresión normal inicial) del siguiente ciclo. Debido a esto nos encontramos con que el límite de secuencia, tal y como se ha definido en este trabajo no se llega a generar, localizándose dentro del tramo de regresión normal (figura R.26). No se puede diferenciar un tramo transgresivo y uno regresivo porque todo el conjimto es regresivo. Este hecho nos indica que dentro de los tramos regresivos de algunas secuencias fundamentales existen ciclos equiparables a los que forman secuencias fundamentales completas (figura R.26). Estos ciclos también muestran la evolución de paleocorrientes apuntada anteriormente.

Atendiendo a la geometría de los cuerpos arenosos, se pueden diferenciar dos zonas bien definidas: 1) una zona situada por detrás de la ruptura de pendiente del prisma progradante anterior, de potencia más o menos costante, que denominaremos "zona tabular"; y 2) una zona, de potencia variable, situada por delante de la citada ruptura de pendiente, que denominaremos "zona sigmoidal (Figura R.27).

En esta "zona sigmoidal" se suele observar un incremento en la potencia de las facies arenosas con "foresets" por debajo del término o superficie transgresiva (Figura R.28). En algunos casos también existe un aumento de la potencia de las facies de "topset", incluso la "aparición" de éstas ha cia cuenca, ya que no afloraban en zonas más proximales (Figura R.29).

145


regresión forzada

transgresivo regresión normal

j i / inicial

regresión normal 'final

regresión normal

£ C

b V

Q o

l e ^ 1 1 1

e'

tiempo a, ß...

Ciclos de subida-bajada del nivel relativo del mar

1,2... Secuencias transgresivo-regresivas

a', b'... Secuencias limitadas por superficies de truncación generadas

durante las bajadas del nivel relativo del mar.

Figura R.26) Esquema de un cuerpo deltaico progradante constituido por dos ciclos de regresión normal y regresión forzada, b) Gráfico de variación relativa del nivel del mar a lo largo del tiempo donde se muestran tanto ciclos que contienen intervalo transgresivo como

otros en los que éste no está representado. En este gráfico también se pueden ver las relaciones y diferencias existentes entre ciclos de bajada-subida del nivel del mar, secuencias transgresivo-

regresivas y secuencias limitadas por superficies de truncación generadas durante las bajadas relativas del nivel de! mar.

a) Prograding deltaic body formed after two cycles of normal regression and forced regression. b) Graph of relative sea-level variation versus time where cycles with and without

transgressive tract are represented. The relationships and differences existing between relative sea-level cycles, transgressive-regressive secuences, and sequences bounded by truncation

surfaces generated during a relative sea-level fall are also shown.

146

5) Secuencialidad.

J;Zona tabular '/"/"/'/'"/'y/ '/ / ruptura de pendiente / del prisma / progradante anterior /////////

Figura R.27. Esquema de un cuerpo deltaico progradante en el que se diferencia una zona "tabular" y otra "sigmoidal".

Prograding deltaic body where a "tabular" and a "sigmoidal" zones are distinguished

Figura R.28. Esquema de un cuerpo deltaico progradante en el que se puede apreciar el incremento de potencia de las fades de frente deltaico (punteado) en la zona sigmoidal de éste.

Prograding deltaic body showing an increase in the thickness of delta front facies (dotted) in the sigmoidal zone.

Figura R.29. Esquema de un cuerpo deltaico progradante en el que se puede apreciar la existencia de facies de "topset" desconectadas del cuerpo principal de estas facies.

Prograding deltaic body showing non attached topset facies.

Al igual que en la Arenisca de Roda, en muchas sucesiones deltaicas (Missisippi, Niger.etc.) también se han descrito importantes engrosamientos de las facies de frente deltaico hacia la cuenca. En nuestro caso, este incremento de potencia se produce al aumentar el espacio disponible cuando, la progradación supera la ruptura de pendiente de la unidad previa. Esta situación puede explicar el engrosamiento del litosoma de facies de "foresets". En muchas ocasiones también nos encontramos con que las facies de "topset" también se engrosan (Figura R.29). Este engrosamiento no se puede explicar de la misma manera, ya que el paso de las facies de "topset" a "foreset" se produce a una paleobatimetría determinada. El descenso de este indicador batimétrico puede estar ligado a:

l)una bajada y posterior subida del nivel relativo del mar (Figura R.30); o 2)la existencia de una subsidencia diferencial (mayor hacia zonas más

distales (Figura R.31).

147


.*• "•'?• "•' \ '•'\ "•' ''• "•' \ •'}. • S • 1 ^

^ • ^

<£X

r^

Figura R.30. Esquema de un cuerpo deltaico progradante en el que la existencia de facies de "topset" desconectadas se explica gracias a oscilaciones relativas del nivel del mar.

Prograding deltaic body with non attached topset facies generated in response to relative sea-level changes.

Figura R.31. Esquema de un cuerpo deltaico progradante en el que la existencia de facies de "topset" desconectadas se explica

gracias a una subsidencia diferencial, mayor en zonas más internas de la cuenca, que da lugar a la existencia de basculamientos que sólo

afectan a una parte del prisma sedimentario. Prograding deltaic body with non attached topset facies

generated in response to a differential subsidence, higher in inner parts of the basin, that produces a tilt affecting only a part of the

sedimentary body.

A gran escala, la existencia de esta subsidencia diferencial, ha sido definida en numerosos sistemas deltaicos (Mississippi, Niger...) generalmente asociada a a fallas se crecimiento. En el sistema estudiado no se han hallado fallas de crecimiento, por lo que la deformación sería de tipo dijctil, probablemente ligada a dos principales factores de control:

a) Tras ima rápida deposición tendría lugar una compactación temprana que daría lugar a una subsidencia diferencial más importante hacia la cuenca. En la "zona sigmoidal", al ser la potencia mayor, la compactación da lugar a un hueco mayor que en la zona tabular, donde la potencia es bastante menor (Figura R.31). A esto se suma que cuando hay deposición en la "zona sigmoidal", la tabular ya lleva tiempo compactándose .

b) la existencia (probada en el apartado 6 de este capítulo) de plegamientos sinsedimentarios de origen tectónico.

La existencia de geometrías como la mostrada en la Figura R.32, en las que se aprecian facies de "topset" basculadas y tuneadas, son indicadoras de la existencia de la subsidencia diferencial anteriormente citada.

148

5) Secuencialidad.

Figura R.32. Corte esquemático de un cuerpo deltaico progradante en el que la existen facies de "topset" desconectadas del cuerpo principal, basculadas hacia la cuenca y truncadas por una

superficie de truncación y retrabajamiento. Cross-section of a prograding deltaic body with non-attached topset facies tilted to the basin

and truncated by a truncation and reworking surface.

5.2.3)SECUENCIAS FUNDAMENTALES TIPO "Y" Dentro del cuerpo Y se han diferenciado cinco secuencias fundamentales:

dos en el cuerpo Yl, y el resto en los cuerpos Y2, Y3 e Y4 (figura R.33).

Estas secuencias fundamentales, al igual que la mayor parte de las descritas para el cuerpo X, presentan un término regresivo muy desarrollado. En la mayoría de las secciones se presentan como secuencias somerizantes limitadas las unas de las otras por superficies de inundación (parasecuencias?). Al igual que en los ciclos descritos para el cuerpo X, también existe un término transgresivo, pero mucho menos desarrollado que el regresivo. En este caso, la conexión entre tramos transgresivos (bien desarrollados en la zona de Canudas-Canerol) y las superficies de inundación que separan los ciclos en zonas más distales es compleja al detalle.

Los tramos regresivos muestran una complejidad alta (figura R.33), superior a la descrita para las secuencias del cuerpo X. Dicha complejidad está ligada a la gran variedad tanto de facies de frente deltaico como maréales. Debido a su carácter fuertemente progradante, esta complejidad y variabilidad de los tramos regresivos queda patente en secciones bidimensionales (cortes y paneles), y no en columnas verticales. Dentro del tramo regresivo existen dos fases principales: una fase inicial, con facies de frente deltaico progradante simples (FDR3) y compuestas (FDR5) y una fase final con una influencia mareal importante. Estas dos fases se suelen corresponder con dos zonas bien

149


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150

5) Secuencialidad.

Figura R.33. Corte del cuerpo Y a lo largo de la vertiente este del río Isábena efectuado a partir de la correlación de 10 columnas estratigráficas.

a) Esquema de facies: L3= lagoon-bahía; FDR1-FDR2= "topsets"; FDR3= "foresets" simples; FDR5= "foresets" compuestos; FDR6= frente deltaico que pasa a clinoformas limosas; FDR7= clinoformas margoarenosas bioturbadas; SW1= facies marginales de "sandwave"; SW2= facies de "tidal bundles"; SW3= facies de "sandwave"; Pl= facies de prodelta-"offshore"; N1-PC1= facies transgresivas.

b) Esquema donde se diferencian las secuencias fundamentales distinguidas (a, b, c, d y e). Los tramos transgresivos están marcados por la trama rayada.

Cross-section of the Ysandbody of the Roda Sandstone along the eastern side of the Isabena valley based on stratigraphic-log correlation.

a) Facies scheme: L3= lagoon-bay; FDR1-FDR2= topsets; FDR3= simple foresets; FDR5= composite foresets; FDR6= delta front with a lateral passage to silty clinoforms (FDR7); FDR7= bioturbated silty clinoforms; SWl = marginal sandwave facies; SW2= tidal bundles facies; SW3= sandwave facies; PI= prodelta-offshore facies; Nl -PCI = transgressive facies.

b) Fundamental sequences (a, b,c,d& e). Trangressive parts of the fundamental sequences are striped.

diferenciadas del prisma progradante. La primera fase se desarrolla en la "zona tabular" de potencia más o menos constante, situada por detrás de la ruptura de pendiente de la unidad progradante previa. La segunda tiene lugar en la "zona sigmoidal", por delante de la citada ruptura de pendiente.

Durante el primer episodio inicialmente se desarrolla una regresión normal, con "foresets" pasando a sus correspondientes "topsets". Más adelante se alternan períodos con y sin "topsets". Las facies iniciales de progradación son los "foresets" simples, quienes posteriormente son sustituidos por facies de "foresets compuestos (Figura R.33).

Pasada la ruptura de pendiente del prisma previo la variedad de facies es mayor, incrementándose la influencia mareal, que alcanza su máximo (facies de "sandwave") justo antes de la máxima trangresión (Figura R.33). Esta situación es bastante similar a la observada en el cuerpo X; existiendo una progradación deltaica inicial hacia el S y SSW que va siendo cada vez más afectada por corrientes de marea, hasta llegar a facies piu-amente maréales, tras las cuales se da la máxima transgresión. En Y, al igual que ocurría en algtin caso de X, las facies de "sandwave" finales de alguno de los prismas arenosos definidos en López Blanco et al. (1991) pueden pertenecer al transgresivo de la siguiente secuencia.

En la figura R.34 se muestra una muy aventurada reconstrucción (no se ha tenido en cuenta la compactación y la escala de tiempo no es proporcional) de las posibles variaciones del nivel relativo del mar durante la deposición del cuerpo Y. Este gráfico se ha confeccionado a partir del corte de la figura R.33, tomando como batimetría de referencia (que varía con el tiempo) el paso de facies de "topset" a "foreset". En cada caso se ha tomado como superficie paleohorizontal la superficie superior limitante de cada uno de los cuerpos en la "zona tabular" de los mismos.

151


80m.

60-

40-

20-

0

^

1 Yla 1

-.-.J" Y2 1

\

Tiempo

Awr-v ,^Y4l Y3 H H • 1

Figura R.34. Esquema de variación relativa del nivel del mar en el cuerpo Y mostrando las diferentes unidades. La escala temporal es totalmente imaginaria. La escala de variación del nivel en la vertical ha sido tomada a partir del corte de la figura R.33, sin tener en cuenta la

compactación sufrida. Relative sea-level changes scheme deduced from the Y sandbody, showing the different sub-

units. Temporal scale is imaginary. The relative scale of the sea-level variation has been taken from the figure R.33 (compaction has not been taken in account).

En el cuerpo Y se han observado el mismo tipo de fenómenos de incremento de potencias hacia la zona sigmoidal de los prismas arenosos descritos para el cuerpo X. Estos incrementos están posiblemente ligados a fenómenos de subsidencia diferencial (por compactación o tectónica) La existencia de geometrías como la mostrada en la Figura R.32, en las que se aprecian facies de "topset" basculadas y truncadas, así como la geometría "en abanico" con truncaciones de la unidad Y3, al sur de la falla del Villar en el valle del Isábena, son indicadoras de la existencia de esta subsidencia diferencial.

5.2.4)SECUENCL\S FUNDAMENTALES TIPO "Z"

Las secuencias de tipo Z son las menos complejas. Zl y Z2 presentan un tramo regresivo en el que casi no hay frente deltaico progradante. En Z3 y Z4, los frentes deltaicos muestran una evolución similar a la de los "sectores tabulares" de Y.

5.3)SECUENCIAS COMPUESTAS

Las secuencias compuestas son secuencias de tipo transgresivo-regresivo definidas a partir del apilamiento de las secuencias fundamentales. Estas

152

5) Secuencialidad.

secuencias constan de una unidad transgresiva basal (integrada por un conjunto de secuencias fundamentales apiladas en disposición retrogradante) y una regresiva superior (compuesta por un conjunto de secuencias fundamentales apiladas en disposición progradante).

Coll de Vent Iscles

Serraduy La Huerta

Serraduy Esdolomada

No-

. j 9 -

-NO-

-No-•No-

couT" DE

vHjr SERKADCJY

Fígu ra R.35. Esquema donde se muestra el avance y retroceso de las fades arenosas de frente deltaico de la Arenisca de Roda en tres transversales diferentes, así como la equivalencia o no equivalencia de las secuencias compuestas definibles en cada una de estas transversales. 1, 2,3 y 4 son las secuencias compuestas diferenciadas en la transversal principal (E del Isábena).

Scheme showing the advance and retreat of sandy delta front fades of the Roda Sandstone fades in three different sections and the equivalence and non-equivalence among the composite

sequences distinguished in each one of these three sections. 1,2, 3 &4 are the composite sequences defined in the main section (east side of the Isabena valley)

En la sucesión de la Arenisca de Roda se han diferenciado cuatro secuencias compuestas (1, 2, 3 y 4), cuyas relaciones con las secuencias fundamentales y los cuerpos arenosos se muestran en la figura R.19. Esta subdivisión en secuencias compuestas se ha basado en la correlación y corte geológico que discurre de NE a SW, desde Coll de Vent hasta La Huerta, en el valle del río Isábena (Figuras R.14 y R.35).

Si se realiza la subdivisión a partir de una sección E-W (Serraduy-Esdolomada) (fig R.15) abarcando los depósitos de la Arenisca de Roda que afloran al W del Isábena, la subdivisión es similar pero no igual (Figura R.35). Para el techo de las secuencias compuestas 1, 2 y 4 no existen variaciones, ya

153


que los depósitos arenosos que las delimitan se localizan en una zona en la que ambas secciones son coincidentes. Por el contrario, en el corte de Esdolomada vemos que existe im máximo regresivo en Y4, mientras que en el corte de La Huerta estaba en Y3. Así, en una sección, el cambio de condiciones regresivas a transgresivas (que marca el límite de secuencia compuesta) se encuentra a techo de Y3, mientras que en la otra, este cambio está a techo de Y4. Por tanto, este cambio de tendencia no es isócrono. Si tenemos en cuenta otra sección, la que abarca los afloramientos situados al E de Coll de Vent y hacia Iscles (Figura R.35), encontramos bastantes más diferencias. La correlación no es tan fina como para poder distinguir Yl, Y2, e tc . , pero lo que sí queda claro es que, a nivel de grandes cuerpos, la ordenación es diferente (ver figuras R.35 y R.36). En la figura R.36 se muestra im mapa con el avance máximo de cada uno de los cuerpos arenosos (a), un gráfico tridimensional (paneles) con la geometría mostrada por los principales cuerpos arenosos (b), otro gráfico tridimensional en el que se observa la máxima extensión areal de cada uno de los cuerpos arenosos (c). A modo de ejemplo, merece la pena marcar que los cuerpos V y X, que en la sección principal (Coli de Vent-Serraduy-La Huerta) son claramente regresivos, en la sección de Iscles progradan bastante menos que los cuerpos infra y suprayacentes.

El hecho de existir progradaciones de mayor entidad en unas direcciones que en otras está ligado, como se muestra en la figura R.36, a la geometría de los diferentes lóbulos deltaicos. De esta manera, y en parte, las secuencias compuestas descritas sólo son válidas para la sección en la que éstas han sido definidas originalmente ya que están muy influenciadas por movimientos laterales de los diferentes lóbulos deltaicos y en ocasiones posiblemente no reflejen más que estas variaciones (figura R.36). Secuencias transgresivo-regresivas o de retrogradación-progradación cuyos límites (o cambios de tendencia) varían de posición estratigráfica según la posición de las diferentes secciones estudiadas han sido descrítas por Steel (1988) Martinsen y Heiland-Hansen (1995) y Riba (1992). Los dos primeros atribuyen este hecho a variaciones en la posición de los sucesivos lóbulos. Riba (1992) define las secuencias obUcuas, en las que los que los cambios de tendencia son diacrónicos y esta diacronía está ligada al desplazamiento de los depocentros.

Figu ra R.36. a) Mapa de extensión máxima de las fades arenosas en las diferentes unidades progradantes. b) Esquema tridimensional (biombo) de las diferentes unidades (no se ha respetado la

escala vertical), c) Esquema tridimensional (lóbulo a lóbulo) de las diferentes unidades (no se ha respetado la escala vertical).

a) Maximum sandstone extent map of the different prograding units, b) Tridimensional scheme (fence diagram) of the different units (no vertical scale )..c) Tridimensional scheme (lobe by lobe) of

the different units (no vertical scale).

154

5) Secuencialidad.

155


De esta manera podemos concluir que las secuencias compuestas no son ni isócronas ni reconocibles por toda el area estudiada. Su utiüdad es muy limitada y restringida a los alrededores del lugar donde se han definido.

5.4)MEGASECUENCIAS COMPUESTAS

Las megasecuencias compuestas, al igual que en el ejemplo de Sant Llorenç del Munt (Capítulo II) y al igual que las otras secuencias decritas en el sistema de Roda, también son de tipo transgresivo-regresivo. La sucesión aquí estudiada muestra una tendencia general de tipo regresivo-transgresivo (Figuras R.14, R.15 y R.19), por lo que queda a caballo entre dos megasecuencias compuestas diferentes.

Las tres primeras secuencias compuestas (1, 2 y 3) conforman la megaunidad regresiva (tramo superior) de la megasecuencia compuesta inferior, al situarse sobre una superficie de máxima invmdación marcada por el techo de la Caliza de la Puebla. La secuencia compuesta 4 pertenece a la megaunidad transgresiva de la megasecuencia compuesta superior ( figura R.19).

El límite entre ambas megasecuencias compuestas se corresponde con el límite entre las secuencias compuestas 3 y 4. Como se ha comentado con anterioridad, éste límite es impreciso ya que, según la sección que se tenga en cuenta, la máxima progradación puede encontrarse a distintos niveles estratigráficos. Las superficies de máxima inundación de megasecuencia compuesta que delimitan la base y el techo de la sección estudiada, al igual que la tendencia regresivo-transgresiva que muestra la sucesión, son también distinguibles en toda la zona, al E y W de CoU de Vent. Al E de Coll de Vent estas superficies y tendencias se distinguen tanto en la serie realizada como en los paneles de correlación que Fonnesu (1983) presenta en su tesis doctoral.

Como se ha visto, la megasecuencia compuesta también presenta un carácter diacrónico. La tendencia es similar en todas las secciones, pero la posición estratigráfica del los cambios de tendencias no es constante.

156

5) Secuencialidad.

5.5) DISCUSIÓN

Como ya se ha comentado en el caso de Sant Llorenç del Munt y Montserrat (Capítulo III, apartado 4.3), la organización secuencial del relleno sedimentario de una cuenca o porción de la misma está relacionado con tres factores de control principales (clima, variaciones del nivel del mar y actividad tectónica) frecuentemente interrelacionados entre sí (figura S.38).

Para poder discernir entre la influencia de los diferentes factores en la secuencialidad de una sucesión estratigráfica, hay que conocer la paleoclimatología, las variaciones eustáticas, la evolución tectónica en el margen de cuenca, la evolución de la subsidencia en la cuenca y, disponer de una datación lo suficientemente precisa.

En la sucesión de Roda, la datación existente es bastante poco precisa (ver apartado de Cronoestratigrafía), variando el tipo de datos y la interpretación según los diferentes autores.

Bentham y Burbank (1996) presentan la datación más detallada para la sucesión estudiada. Dichos autores asignan una duración de 600.000 años a los sedimentos comprendidos entre la Caliza de La Puebla y la Caliza de Morillo, lo que aproximadamente supone una velocidad de acumulación media (compactada) de unos 50 cm/Ky (500 m/Ma).

Con estos datos sólo se pueden hacer aproximaciones muy poco precisas sobre la duración de los tipos de secuencia definidas. Dicha aproximación se ha levado acabo calculando la duración en función de su potencia (es decir, considerando una tasa de acumulación constante).

Así, toda la sucesión estudiada, que comprende la parte superior regresiva de una megasecuencia compuesta y la inferior transgresiva de la megasecuencia suprayacente duraría aproximadamente unos 220.000 años. Las secuencias compuestas oscilarían entre los 72.000 y los 44.000 años. Las secuencias fundamentales oscilarían entre los 6.000 y los 30.000 años.

Datos procedentes de la paleoflora hallada en sedimentos estratigráficamente inferiores a los aquí estudiados, localizados en la misma cuenca (zona de Tremp) indican unas condiciones climáticas de tipo tropical diu-ante el llerdiense Inferior (Barberà, 1995).

Martinius (1991) indica la existencia de unas condiciones climáticas de tipo tropical durante la deposición de la Arenisca de Roda: Esta atribución se basa en la presencia de arrecifes coralinos, grandes foramoníferos bentónicos.

157


moluscos tropicales y subtropicales y la presencia de restos de flora de Carapoxylon (Meliaceae), representante típico de selvas tropicales.

Datos palinológicos de formaciones ligeramente suprayacentes (Grupo Montañana; Haseldonckx, 1972 y 1973) indican un clima de tipo tropical, húmedo durante el Cuisiense, evolucionando a un clima de tipo estacional subtropical hacia el Luteciense.

A parte de estos datos generales, puntuales y aislados no hay ningún trabajo que refleje variaciones climáticas de alta frecuencia; solamente conocemos la tendencia general al enfriamiento existente durante todo el Terciario (ver capítulo II, apartado 2.3).

A partir de los datos disponibles resulta arriesgado deducir la existencia de variaciones climáticas de alta frecuencia, aunque los períodos de 220.000, 72.000-44.000 y 6.000-3.000 años anteriormente citados podrían reflejar una ciclicidad en la banda de frecuencia de Milankovitch.

A causa del poco detalle de las dataciones disponibles, es imposible construir un diagrama de historia de subsidencia lo suficientemente detallado para comprender la evolución de la deformación en esta porción de la cuenca y su relación con la evolución del relieve en el area fuente. Debido a esto no podemos saber la relación entre los tres ordenes de ciclicidad y la evoluvión tectónica y subsidencia de la cuenca

La única correlación posible entre la ciclicidad observada y las variaciones eustáticas mostradas en la curva eustática global de Haq et al. (1987), sería a nivel de megasecuencia compuesta, ya que su duración se aproxima a la de algunos de los ciclos de tercer orden, pero debido a la poca precisión de las dataciones disponibles, tampoco es posible analizar dicha relación (al contrario de lo mostrado en el trabajo de Yang y Nio, 1991). Las secuencias compuestas y fundamentales presentan una frecuencia demasiado elevada como para ser comparables con la curva de Haq et ai. (1987).

La tasa de acumulación media de ~500m/Ma, deducida a partir de la datación de Bentham y Burbank (1996) es muy elevada. Esta tasas de acumulación tan elevada debe estar en relación con una fuerte subsidencia. A partir de la curva eustática global de Haq. et al. (1987), las tasas de descenso eustático en el Eoceno inferior presentan valores máximos de ~400 m/My y ~250 m/My. En este caso, una subsidencia tan elevada contrarrestaría dichos descensos eustáticos, siendo la tasa de acomodación siempre positiva, no habiendo descensos relativos del nivel del mar a escala de ciclos de tercer orden.

158

5) Secuencialidad.

A escala menor, de secuencias compuestas y fundamentales, no disponemos de una curva eustática detallada, pero a partir de las geometrías y relaciones entre facies observadas se ha deducido la existencia de descensos relativos del nivel del mar. Estos descensos son de origen incierto (descenso eustatico o elevación tectónica de la cuenca) ya que no se conoce ni la evolución del nivel del mar ni de la subsidencia a estas frecuencias.

Todo lo mencionado en este apartado revela una gran incertidumbre sobre el origen de los tres ordenes de ciclicidad aquí definidos, evidenciando la necesidad de disponer de una serie de datos cuantificados, lo suficientemente precisos sobre la evolución de la cuenca sedimentaria (tectónica, climática y eustática) de la subsidencia), además de los estrictamente sedimentológicos y geométricos, para realizar una interpretación convincente y satisfactoria. En este sentido, la combinación del análisis sedimentario y el análisis de cuenca constituyen la base sobre la que debe apoyarse cualquier intento de explicación de la organización secuencial observada en ima cuenca sedimentaria o parte de la misma. Esta afirmación contrasta con la práctica habitual seguida en muchos trabajos de estratigrafía secuencial.

159








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Los directores:




6)RELACI0NES ENTRE LA SEDIMENTACIÓN Y LA ACTIVIDAD TECTÓNICA

6.DESTRUCTORA LOCAL A grandes rasgos la cuenca de Graus-Tremp es xrn vasto sinclinorio de eje

ESE-WNW. La estructura de este gran sinclinorio es compleja ya que en éste existen una serie de fallas y pliegues menores que, como se verá posteriormente, influyen en la sedimentación local

Concretamente, la Arenisca de Roda se encuentra en el flanco norte del sincliorio. En esta zona existen una serie de an t ic l ina les y s inc l ina les laxos. Los pliegues más importantes de la zona son el anticlinal de Roda (Turbón), sinclinal de las Forcas, y sinclinal de Sis (figura R.37).

El anticlinal de Roda, situado en la zona occidental de los afloramientos estudiados, es un pliegue de eje curvilíneo que en la zona de Roda varía su orientación de NNW-SSE (al norte) a NW-SE (al S). Hacia el norte, donde este anticlinal afecta a materiales progresivamente más antiguos y ya fuera de la zona de estudio, éste se hace cada vez más agudo, mientras que su eje se orienta N-S en la zona del Turbón. Hacia el sureste, hasta llegar al río Noguera Ribagorzana, se hace cada vez más suave y se orienta de WNW-ESE. Este pliegue es un anticlinal asimétrico vergente al SW y su zona axial se encuentra complicada por la presencia de una serie de fallas que trataremos posteriormente.

¥ Esdtílortíada

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Roda' f '"" -de

Isáben;

San Esteban del Mall O

1 Anticlinal de Roda 2 Sinclinal de Las Forcas 3 Sinclinal de Sis 4 Anticlinal de Iscles 5 Falla de San Antonio 6 Falla de San Salvador-EI Villar

Figura R.37. Mapa estructural del area estudiada, donde se representan los principales pliegues y fallas.

Structural map of the study area where the main folds and faults are represented.

160

6) Relaciones entre la sedimentación y la actividad tectónica.

El sinclinal de las Forcas se situa a un küómetro (aproximadamente) al NE del anticlinal de Roda. Presenta variaciones de orientación similares a las descritas para éste (ver figura R,37), siendo también más agudo hacia el NW.

Hacia el este, y separado del sinclinal de las Forcas por una zona estructurada en una serie de anticlinales y sinclinales muy laxos y orientados NNW-SSE (ver figura R.37), se encuentra el sinclinal de Sis. El eje de este pliegue está orientado de NNE a SSW, y es una estructura asimétrica de vergencia W.

Las f rac turas , salvo excepciones, son subverticales, orientadas entre E-W y ESE-WNW y con un desplazamiento vertical de métrico a decamétrico.

Al E del río Isábena, las principales fracturas se orientan entre E-W y ESE-WNW. Al W del río Isábena, a medida que nos aproximamos al anticlinal de Roda, la orientación de las fallas principales varía de ESE-WNW (al E) hasta ponerse paralelas al eje del anticlinal en las zonas más próximas a éste. Al SW del pliegue, las fracturas se orientan entre SSE-NNW y SSW-NNE. Así, el trazado cartográfico de estas fallas se asemeja a un abanico o haz donde el eje o ápice se encontraría en la zona axial del anticlinal de Roda.

La falla de San Antonio se encuentra a unos cien metros al E del anticlinal de Roda. Es vma falla subvertical que buza al NE y con un juego inverso de varias decenas de metros.

La falla de San Salvador-El Villar se encuentra al E de la de San AntoNio, orientada ligeramente oblicua con respecto a ésta. Cabe destacar que no se trata de una falla única sino que consiste en un sistema en relevo de fallas subverticales menores que hunden los bloques situados al SW. El salto vertical observado es de varias decenas de metros.

Las estructuras de plegamiento descritas se pueden interpretar como el reflejo en superficie de estructuras profundas que, en este caso, se corresponderían con rampas laterales y oblicuas de las unidades cabalgantes de la Unidad Central Surpirenaica.

La fracturación observable en la zona es posterior al plegamiento y acentúa algunos de ellos. La disposición en abanico, a partir del anticlinal de Roda de ima parte de las fallas, la componente inversa y el himdimiento de los bloques SW en algunas de ellas, sugieren una relación, por lo menos parcial, con el rejuego tardío de las estructuras profundas anteriormente citadas.

6.2)INFLUENCIA DE LA ACTIVIDAD TECTÓNICA EN LA

SEDIMENTACIÓN DE LA ARENISCA DE RODA

Como ya se indicó en el capítulo introductorio, la sedimentación de la

Arenisca de Roda tuvo lugar durante la segunda etapa evolutiva de la cuenca de

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(/) CO

162


Figura R.38. Corte geológico de la vertiente sur de los Pirineos en el que se muestra el episodio II de Puigdeíábregaseí al. (1989). Los sedimentos sintectónicos relativos a este episodio se indican con una trama gris.

Southern Pyrenees cross-section showing stage U of Puigdefábregos et al. (1989). The syntectonic sediments related to this episode are represented in grey.

antepaís surpirenaica (Puigdefàbregas et al., 1989) en tin contexto caracterizado por el desarrollo de las estructuras esquematizadas en la figura R.38. Tal y como reconocen la mayoría de los autores precedentes, la naturaleza sintectónica de la Arenisca de Roda queda registrada en su carácter fundamentalmente terrígeno-arcósico, relacionado con la emersión y desmantelamiento de relieves graníticos, originados al norte de la zona estudiada durante las fases iniciales del apilamiento antiformal de la zona axial (figura R.38). Por otra parte Yang y Nio (1989) destacan que la sedimentación de la Arenisca de Roda estuvo controlada por un aumento de la subsidencia de la cuenca, en respuesta a la carga tectónica acumulada a lo largo de su margen norte. Dicho incremento de la subsidencia, no sólo habria controlado la posición del depocentro de la formación estudiada, sino que además habria producido un ascenso relativo del nivel del mar y un aumento de la descarga mareal ("tidal discharge").

Complementando estas conclusiones de tipo general, este trabajo ha permitido detallar la influencia sobre la sedimentación de la Arenisca de Roda del crecimiento de parte de las estructuras tectónicas mostradas en la figura R.37. Dicha influencia se deduce a partir del corte R.39, los mapas de ísopacas de la figura R.40, los mapas de distribución de fauna de alveolinas y discocyclinas de la figura R.41 y los mapas de paleocorrientes de la figura R.42.

Uno de los hechos que inducen a pensar en la existencia de una actividad tectónica local relacionada con el crecimiento de pliegues, es la variación en la potencia de diferentes cuerpos sedimentarios. El corte de la figura R.39 discurre de ESE a WNW, desde el barranco de Zipaguerne hacia Esdolomada, y está construido a partir de la correlación de una serie de columnas estratigráficas, tomando como "datum" o nivel horizontal uno de los tramos transgresivos dentro de la unidad Z. Pese a haber restituido a la horizontal tmo de los niveles más altos estratigráficamente, se puede apreciar que la mayor parte de la serie está afectada por el sinclinal de Las Forcas y el anticlinal de Roda. Este hecho nos indica la existencia de una intensidad de plegamiento no uniforme para las diferentes unidades.

163


z

UJ

LU

164


Figura R.39. Corte de la Arenisca de Roda desde el Barranco dé Zipagueme a las inmediaciones de Esdolomada. X, Y y Z son los principales cuerpos arenosos, a) plataforma carbonática desarrollada sobre el anticlinal de Roda y la Caliza de la Puebla b) plataforma carbonática desarrollada sobre el anticlinal de Roda (Caliza de la Santa Creu).

Roda Sandstone cross-section fiom Zipaguerne to the surroundimgs of Esdolomada. X, Y y Zare the main sandbodies. a) carbonate platform developed over the Roda anticline and "La Puebla" Limestone, b) Carbonate platform developed over the Roda anticline (Santa Creu limestone).

Esta intensidad de plegamiento parece mayor cuanto más bajos en la serie son los niveles, lo que es coherente con la existencia de un plegamiento sinsedimentario. La formación o movimiento de estos pliegues se refleja en avunentos de potencia en la zona del sinclinal de Las Forcas y adelgazamiento de la serie en el Anticlinal de Roda-Turbón. Este hecho también queda patente en los mapas de isopacas de la figura R.40, sobre todo en los de la imidad U+V, X, Y e Y3. Los niveles más altos de la serie, como Y4 y Z no muestran variaciones de potencias relacionables con el movimiento de estos pliegues, por lo que se deduce que la actividad de éstos durante la deposición de Y4 y Z fue nula o muy poco importante.

La figura R.41 consta de una serie de mapas en los que se muestra la distribución de la fauna de alveolinas y discocyclinas en los niveles transgresivos. La presencia de uno u otro tipo de foraminífero resulta, a grandes rasgos, un indicador paleobatimétrico. Las alveolinas se corresponden con zonas someras, mientras que las alveolinas se corresponden con batímetrias mayores. Hasta que no se llega a la unidad Y la fauna no refleja el plegamiento ya que los pliegues se hallan en zonas demasiado profundas de la cuenca, dominadas por las facies de discocyclinas (figura R.41a, b y c). Dentro de la unidad Y, más concretamente en Yl e Y3 (figuras R.41d y e), encontramos afloramientos con alveolinas en zonas situadas sobre o cerca del anticlinal de Roda. Estos afloramientos están limitados, tanto al SW como al NE, por facies de discocyclinas. Este hecho nos indica la posible existencia de zonas de menor batimetría sobre el anticlinal en crecimiento. En la unidad Y4 (figura R.41f), al igual que se observa en el mapa de isopacas, parece ser que la actividad del plegamiento se ha atenuado, ya que la fauna no indica la existencia de estos posibles paleoaltos sobre el anticlinal.

Otro dato que apoya la idea de la existencia del crecimiento del anticlinal de Roda la encontramos en la presencia de facies arrecifales o de plataforma carbonática furtemente desarrolladas sobre su vertical. En toda la sucesión se han detectado dos casos: uno es el pequeño arrecife desarrollado sobre la Caliza de la Puebla, y el otro es el nivel que se ha denominado Caliza de la Santa Creu (figura R.39). En el mapa de la figura R.40 se muestran las isopacas de caliza de

165


Figura R.40. Mapas de isopacas. a) Situación de las principales columnas estratigraneas a partir de las cuales se han confeccionado los mapas de isopacas. b) Isopacas de la unidad U. c) Isopacas de las unidades V y W. d) Isojacas de la unidad X. e) Isopacas de la unidad Y. f) Isopacas de la unidad Z. g) Isopacas de la unidad Y3. h) Isopacas de la unidad Y4. i) Isopacas de la unidad de Calizas de la Santa Creu.

Isopach maps, a) Location of the main stratigraphic logs used in the map construction, b) Isopachs of unit U. c) Isopachs of the V+W units, d) Isopachs of unit X. e) Ispoachs of unit Y. f) Isopachs of unit Z. g) Isopachs of unit Y3. h) Isopachs of unit Y4. i) Isopachs of unit "La Santa Creu' Limestones.

Figura R.41 . Mapas del contenido en alveolinas y discocyclinas en los intervalos transgresivos. a) Unidad U. b) Unidad W. c) Unidad X. d) Unidad Y I. e) Unidad Y3. f) Unidad Y4.

Maps ofalveolina and discocyclina content on the transgressive intervab. a) Unit U. b) Unit W. c) UnitX. d) Unit Yl. e) Unit Y3.f) Unit Y4.

Figura R.42. Mapas de paleocorrientes. a) Unidad X3. b) Unidad Yl. c) Unidad Y2. d) Unidad Y3. e) Unidad Y4. f) Unidad Z4.

Paleocurrentmaps.a) UnitX3. b) Unit Yl. c) Unit Y2. d) Unit Y3. e) Unit Y4. f) Unit Z4.

esta unidad, y en él se puede apreciar como los valores de potencias máximas se hallan sobre la cresta del anticlinal, disminuyendo rápidamente hacia el SW y mas suavemente hacia el NE. La deposición de estas facies carbonáticas podría estar Ügada a la existencia de un paleoalto submarino (fig. R.43), en el que las condiciones para el establecimiento de la fauna que acabó dando lugar a estas microplataformas eran más favorables que en las zonas adyacentes más deprimidas.

En la figura R.42 se recogen los mapas de paleocorrientes correspondientes a las unidades X3, Yl, Y2, Y3, Y4 y Z4. En todos estos mapas se observa (con mayor o menor claridad) que las corrientes inicialmente van dirigidas hacia el S o SW (afloramientos del NE), posteriormente evolucionan a otras dirigidas hacia el NW (afloramientos del SW), que representan los últimos episodios de la progradación. Las paleocorrientes dirigidas hacia el S y SW representan la progradación deltaica inducida por los aportes procedentes directamente del continente. Las paleocorrientes dirigidas hacia el NW representan el retrabaj amiento mareal. Estas corrientes orientadas hacia el NW guardan un cierto paralelismo con la orientación del anticlinal de Roda y el sinclinal de las Forcas. Cabe la posibilidad de que estas corrientes maréales o de deriva litoral estuviesen "canalizadas" o influenciadas en su orientación por el crecimiento de el anticlinal, que daría lugar a un paleoalto elongado de NNW a SSE que compartimentaría la cuenca. Otra explicación, que no implica el

166


Esdol ornada /Ri guala

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COLUMNAS ESTRATIGRÁFICAS

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• — ' ¿ 7 / Iscles I

A = presencia de alveolina

^ ^presencia de discocyclma

D A o A D ^ presencia de ambas

Extensión del contenido en fósiles de Alveolinos y Discocyclinos

• = ausencia de ambas 2km

I

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Esdolomada Riguala i ' ' * ^

À '' N n -Puebla ^»:- r^ ; ^ D 'DÄA^._ ' A 'Â'

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Iscles I

^ = prescnaa de alveoUna

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DA o A D p"*"* " * """

Extensión del contenido en fósiles de Alveolinos y Discocyciinos

• = ausencia de ambas o 2km

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UNIDAD Yl

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^ ^'presencia de discocydina

D A o AD^p*'^*™^''*'^*^ • = auscDoa de ambas

Extensión del contenido en fósiles de Alveolinos y Discocyclinas

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Iscles I

^ = prvaencia de alveobna

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Extensión del contenido en fósiles de Alveolinos y Discocyclinas

2km • ' ausencia de ambas

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Iscles I

Extensión del contenido en fósiles Alveolinos y Discocyclinas

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Caliza de la Santa Creu

Delta X progradante ANTICLINAL DE

RODA

Figura R.43. Esquema del crecimiento de una platafOTma carbonática en un alto submarino alejado de los aportes detríticos.

Scheme of the growing of a carbonate platform on a submarine high, protected (away) from clastic impul.

crecimiento del anticlinal de Roda, es que estas corrientes estén (como es normal) orientadas paralelamente a la antigua línea de costa. La paleolínea de costa que se deduce de la cartografía de los diferentes lóbulos arenosos estaría orientada de NW a SE.

Como ya se ha apuntado anteriormente, el flujo sedimentario terrígeno-arcósico está relacionado con la emersión y desmantelamiento de relieves graníticos originados al norte de la zona estudiada durante las fases iniciales del apilamiento antiformal de la Zona Axial. Según Samsó y Tosquella (1988) este flujo sedimentario venía conducido y suministrado por un paleovalle de orientación NNE-SSW que coincidía con la actual situación de la sierra de Sis. Como se puede apreciar en la figura R.37, orientado NNE-SSW y coincidente con la mencionada sierra, existe un pliegue de tipo sinclinal con plunge hacia el SSW que afecta con diferente intensidad a los materiales terciarios. Cabe la posibilidad de que este püegue fuese activo durante la deposición de la Arenisca de Roda y que este sinclinal fues utilizado como "canal" o paleovalle que condujera los aportes procedentes del desmantelamiento de la zona axial.

Por tiltimo habria que añadir las geometrias "en abanico" y los depósitos de "topset" basculados y erosionados mencionados en el capítulo anterior (figuras R.31 y R.32) que indican la existencia de una subsidencia diferencial, posiblemente ligada al crecimiento de estos pliegues.

Existe la posibilidad de que no toda la subsidencia diferencial reconocible en la zona del anticlinal de Roda y el sinclinal de Las Forcas esté relacionada con la actividad tectónica. El hecho de tener ima zona deprimida (sinclinal) y una

174


elevada (anticlinal) condiciona la localización de los depocentros. Así, tenemos

una mayor cantidad de depósitos en la zona del sinclinal. Si la actividad tectónica

cesa, seguirá habiendo una mayor subsidencia en la zona del sinclinal. Al ser

mayor la potencia sedimentaria en ella, el efecto de la compactación dará lugar

a un mayor hundimiento de la cuenca en esta zona (figura R.44). En cualquier

caso,, para producir este efecto se necesita una actividad previa de estas

estructuras .

Plegamiento

Deposición

+compactación +subsidencia

-compactación + compactación -subsidencia + subsidencia

Compactación y deposición -l· compactación -compactación +subsidencia -subsidencia

+compactación +subsidencia

Compactación y deposición Figura R.44. Sección imaginaría en la que se muestra la existencia de una subsidencia diferencial por compactación (2,3 y 4), heredada de una geometría plegada oríginal (1).

Imaginary section showing a differential subsidence due to compaction (2, 3 & 4) inherited from an original folded geometry.

175


7 )CONCLUSIONES

•En la sucesión de la Arenisca de Roda se ha determinado la presencia de dos sistemas sedimentarios: uno clástico, muy desarrollado, y otro carbonático, de menor importancia volumétrica.

•El sistema clástico es un complejo de abanico costero con influencia mareal que consta de cinco asociaciones de facies diferentes (llanura deltaica-abanico aluvial, "lagoon"-bahía, frente deltaico-"nearshore", sandwaves, prodelta-"offshore") no necesariamente coetáneas durante toda la evolución del sistema y que marcan una polaridad proximal-distal de NE a SW.

•La asociación de facies de llanura deltaica-abanico aluvial se caracteriza por la presencia de depósitos subaereos de tipo "debris flow" y facies de relleno de canal, que aparecen intercaladas entre facies lutítico-arenosas de llanura de inimdación y/o palustres, sometidas a procesos edáñcos.

•Las facies lagunares o de bahía se caracterizan por secuencias arenosas, grano y estratocrecientes, originadas por la progradación de pequeños deltas, que lateralmente pasan a depósitos lutíticos de zonas costeras relativamente protegidas.

•La asociación de facies de frente deltaico-"nearshore" se caracteriza por facies predominantemente arenosas diferenciándose facies progradantes y de abandono.

•Dentro de la asociación de facies de frente deltaico progradante han se diferencian dos tipos principales: tipo "Codoñeras" y tipo "Roda".

El frente deltaico de tipo "Codoñeras" se desarrolla en las unidades inferiores de la sucesión, presentándose como secuencias grano- y estratocrecientes, producto de la progradación de un frente deltaico afectado por el oleaje.

El frente deltaico de tipo "Roda" está constituido por ocho facies principales, las cuales no son todas coetáneas. Así, se reconocen principalmmte: facies de"topset" arenoso, que incluyen depósitos de barra de desembocadiu-a, canal y "bypass"; facies de "megaforesets" arenosos, producto de la progradación de deltas de tipo "Gilbert" que pueden presentar cierta influencia mareal; "bottomsets" arenosos bioturbados; y facies arenosas con clinoformas suaves que muestrabn una rápida evolución a facies margo-arenosas, que marcan el tránsito al "offshore".

• Las facies de abandono de frente deltaico-"nearshore" están caracterizadas por una abundante bioturbación que, en ocasiones, enmascara

176

7) Conclusiones.

un fuerte retrabaj amiento previo por corrientes costeras y/o tormentas. Estas facies pueden pasar transicionalmente a las de plataforma carbonática.

•Las facies de sandwave se pueden localizar tanto adosadas al frente deltaico, como desenganchadas de éste (englobadas en facies de "offshore"). Son depósitos arenosos producto de la progradación y desarrollo de barras arenosas submareales ("shoals") de 3 a 10 metros de altura, inducidas por la acción de corrientes maréales, fuertemente asimétricas y orientadas de SE-NW.

•Las facies de prodelta-"offshore" están constituidas por depósitos margosos, gris-azulados con fauna marina.

• Los depósitos de plataforma carbonática están constituidos por carbonatos bioclásticos, muy bioturbados, con abundante fauna de nummulites, alveolinas, operculinas, discocyclinas, corales, briozoos, gasterópodos y bivalvos. Son facies de plataforma abierta, generalmente relacionadas con periodos de actividad baja o nula del sistema deltaico.

•El complejo de la Arenisca de Roda se caracteriza por una arquitectura deposicional compleja que comprende tres órdenes principales de ciclicidad de tipo transgresivo-regresivo (secuencias fundamentales, secuencias compuestas y megasecuencias compuestas).

•Se han diferenciado 19 secuencias fundamentales, que son las secuencias de tipo transgresivo-regresivo de menor escala diferenciadas. Estas secuencias constan de un tramo transgresivo inferior y de un tramo regresivo superior.

El tramo transgresivo está formado por: facies de plataforma carbonática, frente deltaico retrabajado y bioturbado y, en ocasiones, depósitos maréales. Estas facies se sitúan sobre una superficie de máxima regresión o de transgresión y bajo una superficie de máxima inundación, dando lugar a secuencias de tipo profundizante.

El tramo regresivo está constituido por depósitos de frente deltaico progradante (y sus equivalentes laterales) que dan lugar a secuencias de tipo somerizante.

•Debido a la variedad de facies y de características según el nivel estratigráfico, se han diferenciado cuatro tipos de secuencias fundamentales (Codoñeras, X, Y y Z).

El indicador paleobatimétrico principal utilizado ha sido el paso de facies de "topset" a facies de "foreset".

Las secuencias fundamentales se caracterizan por tener un tramo regresivo constituido por facies de frente deltaico de "tipo Codoñeras" mostrando tendencias de tipo somerizante.

177


En las secuencias fvindamentales de tipo X de han diferenciado tres fases dentro del tramo regresivo (regresión normal inicial, regresión forzada acrecionaria y regresión normal final) en función de la trayectoria ascendente o descendente del indicador paleobatimétrico, relacionada con oscilaciones del nivel del mar relativo.

En las secuencias fundamentales de tipo Y, la complejidad en la arquitectura del término regresivo es muy alta. En dicho tramo se han diferenciado dos fases principales: una inicial, con facies de frente deltaico progradante, y una final, con facies maréales. Dichas fases están relacionadas, en parte, con la fisiografía de la cuenca, condicionada por la topografía creada por las unidades previamente depositadas.

Las secuencias fundamentales de tipo Z presentan una evolución similar a la de las fases iniciales de las de tipo Y.

•Se han diferenciado 4 secuencias compuestas, que son secuencias de tipo transgresivo-regresivo, definidas a partir del apilamiento de las secuencias fundamentales según el corte del río Isábena. Estas secuencias constan de una unidad transgresiva basal con un apilamiento retrogradante, y una unidad regresiva superior, con un apilamiento progradante.

Estas secuencias sólo son válidas para la sección mencionada ya que en otras secciones el apilamiento de las sucesivas secuencias fundamentales es diferente.

• En la Arenisca de Roda se han diferenciado dos megasecuencias compuestas, que son secuencias de tipo transgresivo-regresivo definidas a partir del apilamiento de las sucesivas secuencias compuestas y que consta de una megaunidad transgresiva basal y una megaunidad regresiva superior. Concretamente, la Arenisca de Roda incluye, de base a techo, la megaunidad regresiva de una megasecuencia compuesta y la megaunidad transgresiva de la siguiente.

Estas megasecuencias compuestas son diácronas: las tendencias de apilamiento son similares, pero los cambios de tendencia no se producen simultáneamente en las diferentes secciones.

•Existe cierta incertidumbre sobre la importancia relativa de los factores que controlaron el origen y desarrollo de los tres ordenes de ciclicidad definidos. Ello se debe a la ausencia de datos precisos sobre la evolución de la cuenca (datación, evolución tectónica, evolución climática, subsidencia..).

•La Arenisca de Roda se depositó en una zona tectónicamente activa en la que se iban desarrollando una serie de pliegues laxos. El crecimiento sinsedimentario de estos pliegues queda evidenciado por: 1) variaciones de la potencia de las series sobre los pliegues; 2) la distribución de la fauna de

178

7) Conclusiones.

foráminiferos, indicando una zonación batimétrica ligada al desarrollo de dichos pliegues; 3) variaciones en las paleocorrientes que indicarían una "canalización" de las corrientes maréales parlelamente a los ejes de plegamiento.

179

CAPITULO IV: Discusión

8)SUMMARY

•On the Roda Sandstone succession the presence of two sedimentary systems has been determined, a volumetrically dominant clastic system and a subordinated carbonate system.

•The clastic system is a tidal-influenced fan-delta complex which consists of five different facies associations (alluvial-delta plain, lagoon-bay, delta front-nearshore, sandwaves and prodelta-offshore). These are not necessarily coeval during the whole evolution of the system. These associations show a NE to SW proximal-distal polarity.

•The alluvial fan-delta plain association is characterized by the presence of sandy-conglomeratic debris flow and channel-fill deposits intercalated among sandy-muddy delta plain and palustrine facies, submitted to edaphic processes.

•The bay-lagoon facies are characterized by coarsening and thickening upwards sandstone sequences, originated by the progradation of small deltas, which laterally pass to muddy facies deposited in relatively protected coastal areas.

•The delta front-nearshore facies are mainly characterized mainly by sandy facies. Two groups of facies (prograding and abandonment facies) have been distinguished.

•Within the prograding delta front type two main sub-types (Codoñeras and Roda type) have been distinguished.

The Codoñeras sub-type has been observed in the lowermost units of the succession and show coarsening and thickening-upwards sequences, product of the progradation of a wave-influenced delta front.

The Roda sub-type is formed by eight main facies, wich are not necessarily coeval. There are: sandy topset facies (including deposits of mouth bar, channel fill and bypass processes); megaforeset facies, product of the progradation of Gilbert type deltas which may show some tidal reworking; sandy and bioturbated bottomsets; and sandy facies showing gentie clinoforms and rapidly evolving distally to muddy-sandy facies deposited in the transitional-offshore environments.

•The abandonment facies are characterized by an intense bioturbation that, sometimes, obliterates a previous reworking by coastal currents or storms. These facies may gradually pass to carbonate platform facies.

•Sandwave facies can be found attached or non-attached to the delta front belt. These facies are sandy deposits produced by the development and

180

8) Summary.

migration of subtidal sandbars (shoals) 3 to 10 meters high, originated by highly assimetrical, SE-NW oriented, tidal currents.

•Prodelta-offshore fades are constituted by blue-grey carbonate-rich mudstones with marine fauna.

•Carbonate platform deposits are formed by very bioturbated bioclastic limestones with abundant shallow-marine fauna (nummulites, alveolinas, operculines, discocyclines, corals, briozoans, gasteropoda and bivalvs). They represent open platform facies, generally associated to low or non existent detrital activity.

•The Roda Sandstone is characterised by a complex depositional architecture including three main orders of transgressive-regressive ciclicity (fundamental sequences, composite sequences and composite megasequences) distinguished.

• 19 fundamental sequences have been recognized. These are the smaller-scale transgressive-regressive sequences differenciated and, comprise a lower transgressive and an upper regressive part.

The transgressive part is made by carbonate platform facies, reworked and bioturbated delta front facies and, sometimes, tidal deposits. They overlie a maximum regression surface or a transgressive surface and underlie a maximum flooding surface, showing a deepening-upwards vertical trend.

The regressive part is constituted by prograding delta front deposits (and its lateral equivalents) and shows a shallowing-upwards vertical trend.

•Due to tits variability depending on the stratigraphic position, four types of fundamental sequences have been distinguished (Codoñeras, X, Y y Z).

The paleobathimetric indicator used to detect relative sea-level variations has been the passage between topset and foreset facies.

"Codoñeras" type fundamental sequences are characterized by a regressive part made by "Codoñeras" type delta front facies showing shallowing-upwards trands.

From the study of the ascending or descending trajectory of the paleobathymetric indicator, related to relative sea-level variations, three phases (initial normal regression, accretionary forced regression, and final normal regression) have been differentiated within the regressive part of the X type fimdamental sequences.

In the Y type, the architecture complexity in the regressive part is very high. In this part two main phases: initial (prograding delta front facies) and final (tidal facies) have been distinguished. These phases are partiy related to basin phisiography, and particularly to the topography created by the previously deposited units.

181


The Z type show a similar evolution than the initial phase of the Y type. •From the study of the stacking pattern of the fundamental sequences in

the Isábena valley section four transgressive-regressive composite sequences have been distinguished. These sequences consist of a basal transgressive unit with a retrograding stacking pattern and an upper regressive unit with a prograding stacking pattern.

These sequences are only valid for the mentioned section. In other sections the stacking pattern of successive fundamental sequences is different (due to lateral lobe-shifting).

•Two transgressive-regressive composite megasequences defined from the stacking pattern of successive composite sequences, have been distinguished in the Roda sandstone. They consist of a basal transgressive megaunit with a retrograding stacking pattern and an upper regressive megaunit with a prograding stacking pattern. The Roda Sandstone includes, from base to top, a regressive megaunit and a transgressive megaunit. These megaunits belong to different compsite megasequences.

These composite megasequences are diachronous; the stacking-trends are similar, but the trend changes do not occur simultaneously in the different sections.

•A big uncertainty on the relative importance of the factors controlling the origin and development of the three defined orders of ciclicity exists. This is mainly due to the lack of precise data on the basin evolution (chronology, subsidence history, cUmatic evolution.,).

•The Roda Sandstone was deposited in a tectonically active area where a series of folds were being developed. The synsedimentarygrowth of these folds is proved by: 1) thickness variations; 2) the distribution of foraminifera fauna, indicating paleobathymetric variations; and 3) variations on the paleocurrents, indicating a "funneUng" of the tidal currents parallel to the fold axis.

182

Láminas del Capítulo III

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Los directores:



PARTE III

CAPITULO IV:

DISCUSIÓN

1) Validez de la estratigrafía secuencial como método de correlación.

DVALIDEZ DE LA ESTRATIGRAFÍA SECUENCIAL COMO MÉTODO DE CORRELACIÓN

El hecho de que las unidades que se definen tras un análisis secuencial sean unidades de tipo aloestratigráfico, limitadas por discontinuidades asimilables (o casi) a superficies-tiempo, hace a éstas muy útiles de cara a subdividir en unidades cronoestratigráficas el relleno sedimentario de cualquier cuenca.

El hecho de que inicialmente se asumiera que la ciclicidad mostrada por las secuencias deposicionales estuviera ligada a cambios eustáticos globales, abría las puertas a un método útil para correlacionar series, mediante secuencias, a escala global, sin embargo, como es sabido, la secuencialidad está controlada, a parte de por posibles variaciones eustáticas, por la subsidencia y el aporte (o producción) de sedimentos. Debido a la actuación de estos otros factores de control, que tienen un carácter más local, la mayor parte de las secuencias muestran un carácter marcadamente local y no son útiles de cara a correlaciones globales.

La correlación entre secuencias es posible, pero sólo en determinados contextos con subsidencia y aportes sedimentarios similares o equiparables. Las subdivisiones estratigráficas basadas en la estratigrafía secuencial sí son eficaces de cara a la correlación dentro de una cuenca o el margen de ésta. Dependiendo de la escala (u orden) de la secuencia, ésta podrá ser correlacionable a lo largo de zonas más o menos extensas de dicha cuenca o el globo. Por ejemplo: 1) la megasecuencia compuesta (la de mayor escala) distinguida en la zona de Montserrat-Sant Llorenç del Munt es correlacionable por todo el sector oriental de la cuenca del Ebro (secuencia de Milany); 2) Las secuencias compuestas se correlacionan por toda el area estudiada, reconociéndose en dos sistemas adyacentes, como los de Montserrat y Sant Llorenç del Munt; 3) las secuencias fundamentales no son correlacionables de un sistema a otro. Esta dificultad de correlacionar secuencias o su falta de continuidad lateral es producto de los factores de tipo "local" que influyen en su formación. Los factores más locales (generalmente de mayor frecuencia) influirán más en la formación de secuencias de menor envergadura; mientras que los más regionales o globales (de menor frecuencia) guiarán la formación de secuencias de mayor escala.

183


2)CONSIDERACIONES METODOLÓGICAS GENERALES SOBRE LA ESTRATIGRAFÍA SECUENCIAL

El análisis secuencial de los sistemas deltaicos estudiados comporta: 1) una estratigrafía física, 2) un análisis de facies y 3) una datación lo más precisa posible.

La estratigrafía física se fundamenta en los métodos "tradicionales", es decir, levantamiento de columnas estratigráficas, correlación física de las mismas y cartografía de litofacies (al máximo detalle posible). La estratigrafía física nos da información sobre la geometría bi- y tridimensional de los cuerpos rocosos que posteriormente, tras el análisis de facies, serán atribuidos a un paleoambiente de sedimentación u otro.

Al mismo tiempo, apoyándonos en colixmnas estratigráficas detalladas y su correlación, se puede ir realizando un análisis paleoambiental de facies que, por otro lado, nos puede ayudar a la hora de efectuar la cartografía. Esta interpretación ambiental es fundamental de cara a hacer un análisis secuencial, ya que nos suministra ima cierta información paleobatimétrica (útil para conocer variaciones relativas del nivel de base), información sobre la naturleza de las superfícies de truncación y de condensación, e ideas sobre la ausencia de cinturones de facies previsibles, o la presencia de cinturones de facies no previsibles...

La cuestión paleobatimétrica es fundamental. Hay que buscar y utilizar indicadores paleobatimétricos lo más precisos posible y reconocibles en la mayor parte de la sucesión. En los sistemas deltaicos estudiados la mayor parte de las facies involucradas se encuentran en un rango de batimetrías de unos 100 metros, por lo que los "saltos" en la paleobatimetría habrá que detectarlos con marcadores muy precisos. El mejor indicador paleobatimético es el de la línea de costa, el paso de facies subaereas a submarinas, que nos marca una paleobatimetría 0. En casos como en los de Sant Llorenç del Mtmt y Montserrat se ha utilizado este indicador.

Figu ra D. 1) Panel de correlación de las seríes estratigráficas realizadas en la unidad "Panther Tongue" al este de la ciudad de Helper (Utah, EEUU), a) Correlación de series estratigráficas. b)

correlación de series de medida de radioactividad e interpretación ambiental. Correlation pannel of the stratigrapfiic sections measured on the Panther Tongue unit. East of Helper

(Utah, U.SA). a) Correlation ofstratigraphic sections, b) correlation of gamma-ray measurements and paleoenvironmental interpretation.

184

2) Consideraciones metodológicas generales sobre la estratigrafía secuencia!.

B o o o

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185


En el caso de la Arenisca de Roda se ha utilizado el paso de facies de "topset", presuntamente depositadas de manera horizontal, a facies de "foreset" que marcan la progradación del frente deltaico. La precisión de este marcador no es tan elevada como la del utilizado el Sant Llorenç del Mtmt, pero es el más preciso disponible. En otros casos, como el caso estudiado de "The Panther Tongue" (Western interior seaway, Utah, EEUU), en los que no encontramos facies subaereas ni "topsets" (Figura D,l), los indicadores son menos fiables. En estos casos se puede utilizar la icnología como indicador de profundidad. El problema es que ésta no sólo refleja la profundidad sino que también está en función de los aportes, la energía del medio y el tipo de sustrato, que en los frentes deltaicos puede ser bastante variable. También se pueden utilizar otros cambios laterales de facies (de frente deltaico a prodelta, de frente deltaico superior a inferior), aunque estos también son indicadores paleobatimétricos relativos imprecisos, ya que pueden estar en función de los aportes y la energía del medio (figura D.2).

frente deltaico

prodelta

nivel relativo delnnar

° -êsc.

tiempo

aportes

tiempo Figura D.2) Corte en el que se muestra el paso de facies de frente deltaico a prodelta y sus posibles orígenes relacionados con: variaciones relativas del nivel de base o variaciones en el

aporte sedimentario. Cross-section showing the passage fron delta-front facies to prodelta, and its origin related to:

relative base-level variations or sediment supply variations.

186

2) Consideraciones metodológicas generales sobre la estratigrafía secuencial.

Otros posibles indicadores como la presencia de depósitos retrabajados por el oleaje o las tormentas pueden resultar imprecisos (según a la escala que trabajemos) ya su paleobatimetría es variable según la intensidad del oleaje, las tormentas o la importancia de los aportes desde el continente.

Cuando ya se dispone de la estratigrafía física y la interpretación ambiental puede procederse a un primer análisis secuencial. Si se quiere profundizar más en el mismo e intentar correlacionar secuencias lejanas, estimar su duración o intentar discernir los factores que controlan la secuencialidad detectada, necesitamos, de manera inexcusable, un análisis cronoestratigráfico de la sucesión.

Este análisis cronoestratigráfico ha de ser lo más preciso posible. En los casos estudiados en este trabajo, la biocronología (datación a partir de fósiles) no ha sido por sí sola lo suficientemente precisa para nuestros planes. Para obtener una datación más detallada se ha utilizado la magnetoestratigrafía (apoyada, naturalmente, en la biocronología). Con un estudio de tipo magnetoestratigráfico, si somos afortunados, podemos obtener las edades más o menos absolutas de tma serie de pimtos de la sucesión. A partir de estas edades o puntos de anclaje en la serie se puede deducir aproximadamente la duración de las diferentes secuencias y compararlas con otras. A partir de la datación también se puede realizar un estudio de las tasas subsidencia y de aporte sedimentario, útiles para discernir su influencia en la generación de las diferentes secuencias.

3 )DISCRIMINACION DE LOS FACTORES DE CONTROL

Como es sabido, la secuencialidad o ciclicidad de las sucesiones deltaicas está influenciada por las variaciones eustáticas, variaciones en la subsidencia de la zona y variaciones en los aportes sedimentarios (Krumbein & Sloss, 1953; Curray, 1964). Discernir la influencia de cada uno de éstos factores es algo fundamental de cara a comprender el sistema y correlacionar su secuencialidad con la de otras areas.

Como se ha indicado previamente, para discriminar los factores que influyen, es necesario disponer de un buen control cronoestratigráfico.

Las variaciones eustáticas a lo largo del tiempo fueron reflejadas

inicialmente por Vail et al., (1977), en una curva eustática, construida a partir

del estudio de perfiles sísmicos en márgenes pasivos. En esta curva se mostraban

_ _


ciclos eustáticos de 1^^, 2° y 3^^ orden y su relación con las magnetozonas y unidades bioestratigráficas. Haq et al., (1987) y Haq et al., (1988) con el uso de perfiles sísmicos y sondeos completan y modifican la curva de Vail et al., (1977). En esta nueva curva se incluye una escala temporal absoluta, una escala cronoestratigráfica, una escala biocronológica, una cronoestratigrafía secuencial (mostrando los ciclos de l "' 2° y 3er orden) y una curva eustática en la que se indica el nivel del mar con respecto actual.

Esta curva eustática (Haq et al., 1988) ha recibido críticas, siendo las más importantes las de Miall (1991 y 1992), en las que se pone en duda la precisión cronológica y la "globalidad" de las variaciones eustáticas definidas ya que no existe una documentación probada que la apoye. Posamentier y Weimer (1993) también hacen una interesante valoración de la curva eustática de Haq et al. (1988). En ésta se alude a la posible utilización de eventos en diferentes cuencas que pueden ser no coetáneos para la construcción de la curva y en la dificultad de averiguar a que orden corresponden las secuencias de alta frecuencia, cuando no se dispone de ima datación precisa, ya que el aspecto en el campo de una secuencia de cuarto , quinto o sexto orden puede ser idéntico.

Pese a sus defectos, la curva eustática de Haq et al., (1988) es la única herramienta de la que se dispone para conocer las variaciones del nivel del mar en cualquier época.

Una comparación entre las secuencias definidas en la zona de estudio y los ciclos y variaciones eustáticas de la cvarva de Haq et al., (1988) nos puede dar una idea de la influencia del eustatismo en la generación de las secuencias observadas.

Una limitación de esta curva es que las variaciones eustáticas de mayor frecuencia que se muestran son las correpondientes a los ciclos de tercer orden (1-10 millones de años), por lo que no son útiles para trabajos que se ciñan a secuencias de mayor frecuencia.

Las variaciones de la subsidencia de la zona se pueden obtener a partir de un análisis geohistórico ("geohistory analysis"), en el que se representan los movimientos verticales de un horizonte estratigráfico en una cuenca sedimentaria, como indicador de la subsidencia y/o elevación sufrida por la cuenca desde que el horizonte se depositó (Van Hinte, 1978). Este análisis se puede realizar a partir de una columna estratigráfica que tenga un buen control cronoestratígráfico y en la que se conozca la paleobatímetría de las diferentes facies.

A partir de este tipo de análisis se puede deducir la relación existente entre la subsidencia y la secuencialidad.

188

3) Discriminación de los factores de control

El problema mayor con el que nos podemos encontrar es el de que los pimtos de la serie con control temporal estén tan separados que no nos permitan apreciar la evolución de la subsidencia para el intervalo de tiempo representado por los de ciclos. En el ejemplo estudiado de la Arenisca de Roda, los puntos de control temporal son insuficientes incluso para poder decir algo de la adicidad de menor orden. En el caso de Montserrat y Sant Llorenç del Mirnt el espaciado entre los puntos con control cronoestratigráfico sólo nos permite llegar a conclusiones con respecto a la secuencia de mayor escala (megasecuencia compuesta), mientras que nada se puede asegurar al respecto de las secuencias de mayor frecuencia (secuencias compuestas y secuencias fimdamentales).

Las tasas de aporte sedimentario es el parámetro más difícil de evaluar.

Éste depende en gran medida del clima y de la tectónica local. Si se dispone de un buen control de las variaciones eustáticas y de la

subsidencia, es más fácil tener una idea de las variaciones en el aporte sedimentario. A partir de la evolución de la subsidencia tectónica se puede deducir cuales son los períodos de mayor actividad tectónica, que probablemente darán lugar a una mayor cantidad de aportes ligados a la creación de relieves en el area fuente.

Las variaciones climáticas influyen en los aportes, variando éstos de períodos fríos a cálidos o de secos a húmedos. Las variaciones paleoclimáticas se pueden conocer a partir de estudios de tipo isotópico o paleontológico, pero siempre nos encontramos con el problema de que los estudios realizados son útiles para ciclos de orden bajo y no para los de mayor frecuencia (los que mejor se estudian en ejemplos de campo). Los estudios de paleotemperatura más interesantes son los basados en los isótopos de oxígeno, obteniendo la paleotemperatura a partir de los valores de èlÔy aplicando las fórmulas de Epstein et al., (1951) o Shackleton y Kennett (1975).

189


4)LOS DIFERENTES MODELOS DE ESTRATIGRAFÍA SECUENCIAL: VENTA TAS E INCONVENIENTES

4.1)VENTATAS DE LA UTILIZACIÓN DE CADA UNO DE LOS DIFERENTES MODELOS

4.1.1)VENTAÏAS DE LA UTILIZACIÓN DEL MODELO DEL GRUPO EXXON (SECUENCIAS DEPOSICIONALES).

La utilización del modelo del grupo Exxon tiene una serie de ventajas.: 1) Una de ellas es que éste es el más extendido, aceptado y utilizado por la

comunidad científica, de forma que constituye toda una metodología de trabajo de la que partir.

2) Otra ventaja es que subdivide cada secuencia en tres (o cuatro) cortejos o "systems tracts", generados en períodos o tramos concretos de los ciclos de variación relativa del nivel de base.

3) La utilización de superficies con significado cronoestratigráfico a escala global como límites de secuencia es otra de las ventajas. Los límites de secuencias deposicionales en las zonas someras de los sistemas deltaicos representan, según el caso, momentos de nivel de base más bajo o más alto. Si las secuencias son exclusivamente respuesta a variaciones globales de tipo eustático, estos límites se generarán simultáneamente por todo el planeta.

4) Teóricamente, las discontinuidades que limitan las secuencias deposicionales son reconocibles fácilmente en las zonas costeras y, sobre todo, en las partes subaereas del sistema, donde éstas suelen alcanzar su máxima expresión.

5) La última ventaja es la existencia de tres tipos diferentes de secuencias, aplicables en diferentes contextos o circunstancias.

4.1.2)VENTAÍAS DE LA UTILIZACIÓN DE LOS MODELOS DE SECUENCL^ ESTRATIGRAFICAS GENÉTICAS

La utilización de las secuencias estratígráficas genéticas presenta bastantes ventajas:

1) La primera ventaja es que, constituye un modelo simple sin demasiadas complicaciones conceptuales.

2) En las secuencias estratigráficas genéticas se utiliza un criterio similar para las diferentes escalas de trabajo. Todas las secuencias, sea cual sea su escala están limitadas por superficies de máxima inundación.

190

4) Los diferentes modelos de estratigrafía secuencial: ventajas e inconvenientes.

3) Este tipo de secuencias son útiles en areas donde no se generan discontinuidades subaereas (Embry, 1994a) ya que sus límites son fácilmente reconocibles.

4) Este tipo de secuencias sólo se subdividen en dos partes (componentes de "offlap" y componentes de "offlap"). Ambas partes son fácilmente reconocibles en el campo, ya que se basan en la evolución de la trayectoria de la línea de costa (o hacia tierra o hacia cuenca).

5) Las superficies limitantes (superficies de máxima inundación) son fácilmente reconocibles, tanto en el campo como en perfiles sísmicos. Estas superficies, además, suelen tener fauna asociada, lo que hace que su datación no sea muy difícil. Las superficies limitantes tienen un gran potencial de preservación y son las más evidentes en contextos con altas tasa de acomodación.

6) Galloway (1989a) implica tanto al eustatismo, como la subsidencia como al aporte sedimentario en la generación de las secuencias estratigráficas genéticas. También indica que hay que determinar y especificar una jerarquía de correlación de secuencias:

•las que se restringen a un depocentro o depocentros muy próximos,

•las que se extienden por todo un margen de placa, •las que se extienden por placas corticales adyacentes, •las correlacionables globalmente.

4.1.3)VENTATAS DE LA UTILIZACIÓN DE LOS MODELOS DE SECUENCIAS TRANSGRESIVO-REGRESIVAS.

Las secuencias de tipo transgresivo-regresivo tienen bastantes ventajas a su favor para ser utiUzadas en el estudio de sistemas deltaicos.

1) Estas secuencias no tienen un origen interpretativo sino descriptivo, ya que se basan en los cambios de tendencia (transgresiva o regresiva) de la sucesión. Al ser un modelo bastante sencillo, no presenta excesivos problemas.

2) Las secuencias transgresivo-regresivas son (al igual que las secuencias estratigráficas genéticas) simples ya que, en principio sólo constan de dos partes bien diferenciadas (cortejos, "systems tracts", unidades, megaunidades... o como se las quiera denominar), una transgresiva y otra regresiva. Sin embargo, en casos como las secuencias fundamentales, la parte regresiva puede dividirse incluso en tres sectores (equivalentes al HST, FRST, LPW del modelo de Exxon) según la trayectoria de los depósitos costeros.

3) El reconocimiento de las secuencias transgresivo-regresivas en el campo es relativamente sencillo. A nivel de secuencias fundamentales (como se

_ _


ha visto en los ejemplos de Sant Llorenç del Munt y la Arenisca de Roda), en las zonas transicionales y marinas hay claras diferencias litológicas entre las partes transgresivas ( con facies bioturbadas, bioclásticas y ricas en carbonatos y tendencias profundizantes) y las regresivas (con facies detríticas progradantes y somerizantes). Las secuencias de mayor escala (secuencias y megasecuencias compuestas) se basan simplemente en las variaciones de las tendencias de apilamiento de las secuencias de escala inmediatamente menor, que quedan claramente expresadas en las tayectorias de la línea de costa y depósitos asociados.

4) En las secuencias transgresivo-regresivas se utiliza un criterio similar para las diferentes escalas de trabajo. Así, todas las secuencias, sea cual sea su escala están limitadas por superficies de máxima regresión, y constan de un tramo transgresivo basal y un tramo regresivo final.

5) Las superficies limitantes de este tipo de secuencias son fácilmente reconocibles, tanto en el campo como en perfiles sísmicos. Hacia la cuenca vienen marcadas por el paso de tendencias regresivas a transgresivas. Hacia tierra, en ocasiones coinciden con las discontinuidades subaereas (teóricamente las más evidentes en depósitos subaereos).

6) Este tipo de secuencias son útiles tanto en areas donde se generan discontinuidades subaereas como en las que no (Embry, 1994a), ya que el límite viene marcado por la superficie de máxima regresión, que es independiente de que haya discontinuidad subaerea, o no (es decir, que haya o no descenso relativo del nivel de base).

7) Según Embry (1994b), los límites de secuencia T-R muestran una "diacroneidad" muy baja en relación con la duración de los ciclos de subida-bajada del nivel de base.

8) En la generación de las secuencias transgresivo-regresivas se implica tanto al eustatismo, como la subsidencia, como el aporte sedimentario.

9) Tanto en los trabajos de Embry, como en los del autor de esta tesis, se establecen unas jerarquías dependientes de la escala relativa (vertical y/o lateral) de las secuencias, sin basarse directamente en la duración de las mismas.

192

4) Los diferentes modelos de estratigrafía secuencia!: ventajas e inconvenientes.

4.2)INCONVENIENTES DE LA UTILIZACIÓN DE CADA UNO DE LOS DIFERENTES MODELOS

4.2.1 )PROBLEMATICA Y DIFICULTADES GENERALES DEL ANALISIS SECUENCIAL

DLa no globalidad de los diferentes tipos de secuencia.

Las secuencias deposicionales, las secuencias estratigráficas genéticas y las secuencias öânsgresivo-regresivas son el resultado de la interacción entre las variaciones eustáticas, la subsidencia local y los aportes sedimentarios. Por ello, las sucesivas secuencias generadas en un lapso de tiempo determinado y en dos zonas diferentes del globo, difícilmente serán isócronas (a no ser que el régimen de aportes y subsidencia sean similares).

Vail (1987) indica que ima secuencia deposicional se interpreta como depositada durante un ciclo de cambio eustático del nivel del mar, por lo que éstas tendrán un carácter global al igual que los eventos eustáticos que las originan. En la figura D.3, se muestra la curva de variación relativa del nivel del mar en dos zonas diferentes. En A no hay subsidencia mientras que en B sí. En B, a parte de presentar unos ascensos más bruscos y unos descensos más suaves que A, se observa que el período de descenso del nivel relativo del mar es más corto que en A, comenzando después y finalizando antes. De esta manera, los momentos tanto de máximo como de mínimo relativo del nivel del mar se dan en diferentes momentos según el régimen de subsidencia.

Figura D.3) Modificación de las curvas de variación relativa del nivel del mar y la duración de los tramos ascendentes y descendentes usando diferentes tasas de subsidencia. a) Curva resultante de la presencia de una subsidencia "X". b) Curva sin subsidencia alguna.

Modification of the relative sea level variation curves and the duration of the ascending or descending sections of the curves using different subsidence values, a) Subsidence^'X^.b) Subsidence=0.

Tiempo 193


Las variaciones en el aporte sedimentario influyen directamente en la localización de superficies clave como la de máxima regresión o la de máxima inundación. El paso de condiciones transgresivas a regresivas, que queda marcado por la superficie de máxima inundación, y que delimita las secuencias estratigráficas genéticas, depende de la relación existente entre los movimientos relativos del nivel de base y del aporte sedimentario o erosión. Lo mismo ocurre con las superficies de máxima regresión, limitantes de las secuencias transgresivo-regresivas. En la figura D.4, de Curray (1964) se muestra la relación entre las variaciones relativas del nivel del mar y las velocidades de sedimentación (o erosión) y sus efectos (transgresiones o regresiones). En este gráfico se puede apreciar como para un ascenso o descenso del nivel del mar de una determinada magnitud, dependiendo de la velocidad de sedimentación, podemos tener condiciones de tipo transgresivo en unos casos y de tipo regresivo en otros.

NIVEL RELATIVO DEL MAR 2 DESCENSO ASCENSO O Rápido Lento I Lento Rápido

REGRESIÓN TRANSGRESIÓN Curray (1964)

Figura D.4) Gráfico en el que se relacionan las variaciones del nivel relativo del mar con las lasas de sedimentación y erosión, mostrando los diferentes tipos de transgresiones y regresiones

(Curray, 1964). Relative sea level changes versus sedimentation-erosion rates, showing the resulting types of

transgressions and regressions (Curray, 1964).

La posición estratigráfica de las superficies de máxima inundación y de máxima regresión está influenciada por el eustatismo, la subsidencia y el aporte sedimentario (figuras D.3 y D4). De esta manera, las superficies de máxima inundación y de máxima regresión tienen un significado cronoestratigráfico limitado local y no tienen ninguna utilidad de cara a una correlación "global".

194

4) Los diferentes modelos de estratígrafía secuencial: ventajas e inconvenientes.

En un principio, el origen de las secuencias transgresivo-regresivas no está directamente ligado al eustatismo, ya que el aporte sedimentario y la subsidencia también influyen en su generación. Debido a esto y a que las superficies clave (superficies de máxima regresión y de máxima inundación) no tienen un significado cronoestratigráfico, ya que éstas no se corresponden (o no tendrían por que corresponderse) con máximos o mínimos del nivel del mar, este tipo de secuencias no tienen un carácter global y su correlación lateral es limitada dependiendo de su escala (o viceversa).

2)La influencia de las variaciones en los aportes sedimentarios en la duración de los diferentes "córtelos" o localización de las diferentes superficies clave.

Las variaciones en los aportes sedimentarios influyen en la secuencialidad al igual que la subsidencia y el eustatismo.

Los modelos propugnados por el grupo de Exxon no tienen en cuenta las variaciones en el aporte de sedimento. Estas variaciones en los aportes no influyen directamente en la localización de los límites de secuencia deposicional, pero sí lo hacen en otras superficies.

Si tomamos dos areas con diferente régimen de aportes, en la zona con un volumen de aportes alto, los depósitos transgresivos serán más reducidos que en la que recibe escasos aportes, es decir, que el cortejo transgresivo comenzará más tarde y terminará después, variando la posición de los límites de las posibles secuencias estratigráficas genéticas y secuencias transgresivo-regres ivas . De acuerdo con lo mencionado en el párrafo anterior, si los aportes son puntuales a lo largo del borde de cuenca, las secuencias mostraran una variación progresiva desde las zonas con aportes, con secuencias deposicionales bien desarrolladas, a las zonas con escasos aportes, donde predominarán las secciones condensadas (Loutit et al., 1988; Armentrout et al., 1993).

Las variaciones en los aportes también pueden (y suelen) producirse en una misma zona y a lo largo del tiempo. En un contexto con unos aportes sedimentarios decrecientes, el cortejo transgresivo durará más (comenzará antes y terminará después) que en un contexto sin variación en los aportes. Por el contrario, en un contexto con unos aportes sedimentarios crecientes, el cortejo transgresivo durará menos (comenzará más tarde y terminará antes) que en un contexto sin variación en los aportes.

195


3) La influencia de las variaciones en la posición v geometría de los sucesivos lóbulos en la duración de los diferentes "córtelos" o localización de las diferentes superficies clave.

En los sistemas deltaicos es común el desplazamiento lateral de los sucesivos lóbulos. Este desplazamiento puede ser más o menos "anárquico", inducido por procesos de avulsión, o estar controlado por fenómenos de tipo tectónico.

Como se ha observado, en el ejemplo de la Arenisca de Roda (a nivel de secuencias compuestas y megasecuencias compuestas) el apilamiento de los sucesivos lóbulos arenosos no se produce sólo en la vertical, sino que en ocasiones se producen desplazamientos laterales de unos con respecto a otros (Figura R.36, Capítulo III: Roda). Este hecho hace que, dependiendo de la orientación del corte del que se disponga, el modelo de apilamiento será de un tipo u otro, los términos de las secuencias aparecerán en una posición u otra, y, en resumen, las secuencias (deposicionales, estratigráficas genéticas o transgresivo-regresivas) serán diferentes.

En Martinsen & Helland-Hansen (1995) también se comenta este hecho, con ejemplos de márgenes de cuenca asociados a fallas de desgarre (donde el ptmto de "alimentación" de sedimento va cambiando de posición paralelamente al margen de cuenca, haciendo que los lóbulos se vayan desplazando sucesivamente en un sentido determinado) y de sistemas deltaicos en margenes relativamente tranquilos (como el delta del Mississippi) donde gobiernan los fenómenos de avulsión (Figura D.5).

A la hora de realizar análisis secuenciales de alta frecuencia nos encontramos con esta situación, directamente ligada a la existencia de aportes locales. Este factor afecta tanto a las secuencias deposicionales como a las limitadas por superficies de máxima inundación o de máxima regresión. Por ejemplo, en las facies progradantes deltaicas de los ejemplos estudiados (Sant Llorenç del Munt, Roda, y "The Panther Tongue") (Figura D.l), se pueden observar ciclos de pequeña escala, similares a cualquiera de los tres tipos de secuencia (fundamental, compuesta o megasecuencia compuesta). Existen transgresiones y regresiones de alta frecuencia que posiblemente están relacionadas con avulsiones o migraciones de alta frecuencia de lóbulos sucesivos.

Figura D.5) Mapa y tres cortes esquemáticos del delta del río Mississippi. Cada uno de los tres cortes muestra diferentes apilamientos, controlados por los puntos de apote sedimentario de los differentes lóbulos (Martinsen y Helland-Hansen, en prensa, modificado de Boyd et al., 1989).

Plan view map and three schematic cross-sections from the Mississippi delta. Each of three different cross-sections shows different stacking patterns, controlled by the shifting sediment input loci of delta

lobes. (Martinsen and Helland-Hansen. 1 in press, modified fom Boyd et al., 1989)

196


89° W

30°N

\Z3 Pleistocene and other Holocene 28°

Cross section A-A': transgressive systems tract (lobes 1-3)

Condensed section: equivalent of lobes 4-7

1

Cross section B-B': apparent transgressive systems tract (lobes 1, 2 and 5)

Condensed section ' " representing lobes 3 and 4

>s^j,^^ Condensed section: equivalent of lobes 6 and 7

iSiiifeïïs », ^ ^ y ^ - " ^ ^ ^ ^ a ^ .

Cross section C-C: highstand systems tract (lobes 4 and 6)

Condensed section of lobe 5

^ Condensed section corresponding to ^ lobes 1-3

197


Las secuencias estratigráficas genéticas y las secuencias transgresivo-regresivas resultantes serán locales y poco correlacionables lateralmente. De la misma manera, las secuencias deposicionales de alta frecuencia definibles, tendrán im carácter totalmente local.

4.2.2)INCONVENIENTES DE LA UTILIZACIÓN DE LOS MODELOS DEL GRUPO EXXON.

Las desventajas de la utilización de los modelos del grupo Exxon son varias.:

1) El concepto de "parasecuencia"; 2) la dificultad a la hora de reconocer algunas de las superficies clave; 3) el uso de superficies generadas en diferentes momentos del ciclo de ascenso-descenso del nivel de base relativo para limitar las secuencias; 4) la no existencia de secuencias en contextos en los que no hay caldas del nivel de base; 5) el cambio de criterio para las diferentes escalas de trabajo; 6) la jerarquía existente, son algunas de las dificultades existentes, a parte de las generales mencionadas en el apartado anterior.

En cualquier caso, merece destacarse que, seguramente, los modelos del grupo de Exxon son los más criticados por que, son los han alcanzado un desarrollo metodológico más elevado, de forma que contienen un alto número de conceptos para juzgar y debatir.

1) Las Parasecuencias Las Parasecuencias (Vail ef al., 1977; Van Wagoner ef al., 1987 y Haq er al.,

1988), por lo observado en los ejemplos estudiados reseñados en esta tesis, no existen como tales. Las parasecuencias son secuencias en las que el tramo (cortejo, "systems tract", o como se le quiera llamar) transgresivo no presenta depósitos. La definición de las parasecuencias quizás sea errónea desde sus inicios. La estratigrafía secuencial se basa en la estratigrafía sísmica. Como se ha visto en los ejemplos de Sant Llorenç del Munt-Montserrat y la Arenisca de Roda, las secuencias fundamentales presentan un tramo regresivo somerizante muy potente (decenas de metros) y desarrollado en contraposición con el tramo transgresivo (apenas xm par de metros). Si la resolución de los perfiles sísmicos no es lo suficientemente buena, el tramo transgresivo puede quedar reflejado como una simple superficie. De esta manera, verdaderas secuencias con depósitos transgresivos y regresivos pueden ser mal interpretadas como secuencias somerizantes limitadas por superficies de inundación (parasecuencias).

198


Figura D.6) Formación de las "parasecuencias". a) Corte-correlación mostrando la evolución de "parasecuencias" a secuencias hacia zonas proximales, b) Proceso evolutivo de formación de las "parasecuencias".

Máximo regresivo

Generation of "parasequences". a) Geologic section-correlation showing the evolution from "parasequences" to sequences

towards more proximal areas, b ) Evolutive process of formation

"parasequences".

En el campo (sobre todo en la Arenisca de Roda) se han hallado sucesiones en las que hay secuencias de t ipo somerizante (regresivas), separadas las unas de las otras por superficies de

Máximo Iraospresivo

a^tfim d, mAa™ rtgrti··^ Suptrfa, ác máximo mnUtctAy-

inundación (figura D.6). Éstas son equiparables a las parasecuencias, pero un estudio detallado de las mismas nos lleva a la conclusión de que realmente son secuencias con un término regresivo y otro transgresivo. En este caso la superficie de máxima regresión ha sido borrada por la superficie de erosión costera transgresiva ("transgressive surface of erosion" o "ravinement surface"), y esta última ha sido a su vez retocada por la bioturbación asociada a la superficie de máxima inundación. En ciertos perfiles estas secuencias muestran características de parasecuencias, pero al seguirlas hacia zonas más proximales se puede apreciar que realmente constan de un término transgresivo. Así pues, dichas parasecuencias son (cuando existen) verdaderas secuencias en las que el término transgresivo no muestra depósitos pero sólo localmente; ya sea por erosión posterior de éstos o por falta de aporte sedimentario.

2) La dificultad a la hora de reconocer algunas de las superficies clave Algunas de las superficicies límite de secuencia (o de cortejo

sedimentario) presentan dificultades para su distinción en el campo.

199


Las superficies limitantes de tipo I. son superficies de erosión subaerea ("subaerial unconformities") generadas durante bajadas relativas del nivel de base y caracterizadas por una exposición y erosión subaerea asociadas al rejuvenecimiento de los cursos fluviales, un desplazamiento hacia la cuenca de los cinturones de facies, xm desplazamiento hacia abajo en el "onlap" costero y un "onlap" sobre los estratos infraycentes (Van Wagoner et al., 1987,1988). En los depósitos transicionales de Sant Llorenç del Munt, si existiesen o hubiesen exisido este tipo de superficies pueden estar retocadas por la superficie de erosión costera transgresiva (Walker, 1990; Heiland-Hansen y Martinsen, en prensa), por lo que ya no son reconocibles como tales. Esta superficie podría encontrarse más fácilmente hacia las zonas de depósitos subaereos o ligadas a canales incididos durante el descenso del nivel de base (figura S.19) del capítulo de Sant Llorenç). En la Arenisca de Roda, sí se han hallado superficies que muestran el desplazamiento hacia la cuenca de los cinturones de facies, pero éstas son rápidamente "borradas" hacia zonas proximales por superficies de erosión costera transgresiva y de máxima inundación, quedando únicamente preservadas en las clinoformas (figuras R.33 y R.20 del Capítulo III: Roda).

Las superficies limitantes de secuencias deposicionales con regresiones forzadas, según Posamentier et al. (1992b), indican el momento en el que el nivel, de base comienza a bajar, que es cuando se comienza a generar la superficie de erosión subaerea. Debido a este hecho, estas superficies estarán truncadas o erosionadas, primero por la superficie de erosión subaerea generada durante todo el período de bajada del nivel de base y, quizás, después por la superficie transgresiva o de erosión costera transgresiva. Si el descenso es progresivo, esta superficie limitante sólo se reconocerá observando la trayectoria de la línea de costa o de los depósitos costeros. Esta superficie vendrá marcada por tm paso de progradación agradante con nivel de base ascendente o regresión normal (trayectoria de la línea de costa entre 12 y 3 de Heiland-Hansen y Martinsen, en prensa) a una progradación con nivel de base descendente o regresión forzada (trayectoria de la línea de costa entre 3 y 6 de Helland-Hansen y Martinsen, en prensa). Este tipo de cambio en la trayectoria puede y suele ser muy sutil en el campo (figura 1.3 del Capítulo 1) debido al bajo ángulo tanto de ascenso como de descenso. Esto, acompañado por la posterior erosión subaerea que hace desaparecer los depósitos subaereos y los más someros (lo que implica una imposibilidad de determinar directamente la trayectoria de la línea de costa), hace que, aunque se sepa que dicha superficie tiene que existir, su reconocimiento en el campo sea casi imposible, ya que no tiene una expresión litológica clara.

200


El caso de "The Panther Tongue" (Western interior seaway, Utah, EEUU) ha sido interpretado por Posamentier et al. (1995) como un ejemplo de regresión forzada (figura D.7). Tanto en el sector estudiado, como en el aflorante, la superficie basal de regresión forzada (límite de secuencia) se halla dentro de los depósitos de prodelta y "offshore". Esta superficie separa, en algunos lugares, arcillas y limos biotxirbados (cortejo de alto nivel) de una unidad heterolítica de margas y arenas menos bioturbada (cortejo de bajo nivel). Esta superficie es poco evidente y no es fácil distinguirla siempre, al contrario de otras superficies clave mucho más evidentes.

Otro inconveniente de esta subdivisión es que la superficie limitante indica el momento de nivel relativo del mar más alto, mientras que la original de Vail (1987) indica (en la zona deltaica) el momento de nivel del mar más bajo.

Figura D.7) Corte interpretativo secuencial de la unidad "Panther Tcaigue" según Posamentier et al. (1995).

Sequence stratigraphic interpretation of the Panther Tongue unit from Posamentier et al. (1995).

Las superficies limitantes de tipo II se caracterizan por la existencia de exposición subaerea y por un desplazamiento hacia la cuenca del "onlap" costero hacia tierra, con respecto a la ruptura de la línea de costa deposicional. Sin embargo, no existe, ni erosión subaerea asociada a un rejuvenecimiento de los cursos fluviales, ni im desplazamiento hacia la cuenca de los cinturones de facies (Van Wagoner et al., 1987, 1988). Este tipo de superficies tan sutiles no se han reconocido ya que tampoco se ha reconocido en el campo el "onlap" costero que las define. Helland-Hansen (1994) indica que el término "discontinuidad de tipo 11" es dificil de apUcar, aconsejando su eliminación o redefinición.

3) El uso de superficies generadas en diferentes momentos del ciclo de ascenso-descenso del nivel de base relativo para limitar las secuencias

Como ya se ha comentado, otra de las desventajas existentes en el modelo desarrollado por el grupo Exxon es el uso de superficies generadas en diferentes momentos del ciclo de ascenso-descenso del nivel de base relativo en cada uno de los diferentes tipos de secuencia.

201


Los límites de secuencia de tipo I (Vail, 1987) se generan durante el descenso del nivel de base y representan su último momento, el del nivel más bajo o cambio de nivel descendente a uno acendente. Los límites de secuencia de tipo n también parecen estar asociadas al momento en el que el nivel de base es el más bajo. Por el contrario, en las secuencias con depósitos de regresión forzada (Posamentier et al., 1992b) o de tipo El (Embry, 1994a) no se considera la superficie generada en el momento de nivel de base más bajo como límite de secuencia, sino la que marca el momento de nivel de base más alto, cuando éste pasa de ascendente a descendente. Jervey (1993) acaba situando una discontinuidad de tipo I bajo el prisma de regresión forzada y otra de tipo n por encima.

Más de acuerdo con la idea original de límite de secuencia de tipo 1 (Vail, 1987) está la propuesta de Hunt y Tucker (1992). En ésta, el límite de secuencia se genera durante toda la bajada del nivel de base y, al igual que en Vail (1987) su estadio final representa el momento de nivel de base más bajo.

4) La no existencia de secuencias en contextos en los que no hay caldas del nivel de base

No son infrecuentes los casos en los que los ciclos de variación relativa del nivel de base no presentan ascensos y descensos, sino un ascenso general. En este ascenso general se pueden alternar tramos con una mayor pendiente de la curva (mayor velocidad de ascenso) y otros en los que es menor (figura D.8). Al no existir un descenso relativo del nivel del mar, nunca se llegarán a generar discontinuidades de tipo 1 o II, por lo que no se generará un límite de secuencia. De esta manera, los ciclos de pendiente alta-baja se hallarán dentro de una secuencia deposicional (constituyendo parasecuencias?).

i O CO

0) o w 0 "Ö w C O ü CO

O

Figura D.8) Curva de variaciones relativas del nivel del mar que muestra ciclos dentro de una trayectoria siempre ascendente.

Relative sea level curve , ^ ^ \0^^y_l—«-'**^^ i/iowj/i^ cycles within an overall

\ ^y^»*^" ascending trajectory.

^ Este tipo de ciclos TiemDO pueden ser el resultado de

la modificación, por la subsidencia, de ciclos eustáticos con subidas y bajadas del nivel del mar. En zonas con alta subsidencia, en los que la magnitud de ésta es igual o mayor que la magnitud del descenso del nivel del mar, las bajadas relativas del nivel del mar desaparecen. Así nos encontraríamos que secuencias

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deposicionales generadas en areas con escasa subsidencia no tendrían equivalentes de su misma categoría en areas con fuerte subsidencia, siendo difícil o imposible la correlación entre ambas zonas.

5) El cambio de criterio para las diferentes escalas de trabaio Otro problema es el planteado por el cambio de criterio a la hora de elegir

superficies limitantes a diferentes escalas (ver fig D.9), agravado por la falta de claridad a la hora de definir o describir dichas superficies.

bloques fundamentales

superficies limitantes

superficies limitantes de "Systems tracts" o "sequence sets"

Parasecuencias

Secuencias de alta frecuencia

Secuencias compuestas

7

Parasecuencias

Secuencias de alta frecuencia

superficies de inundaeión

superficies de discontinuidad

superficies de discontinuidad

7

superficies de inundación

¿superficies de discontinuidad ?

Figura D.9) Bloques fundamentales y superficies limitantes de secuencia, cortejos y lotes de secuencias para las parasecuencias, secuencias de alta frecuencia y secuencias compuestas.

Fundamental building blocks and bounding surfaces of sequences, systems tracts and sequence sets forparasequences, high-frequency sequences and composite seqences.

En Mitchum & Van Wagoner (1991) se definen las secuencias compuestas ("composite sequences"), que son secuencias deposicionales (de tercer orden) constituidas por secuencias deposicionales de alta frecuencia (cuarto orden). Si en las secuencias deposicionales se había definido un cortejo de bajo nivel ("lowstand systems tract"), otro transgresivo ("transgressive systems tract") y otro de alto nivel ("highstand systems tract"), en las secuencias compuestas se definen lotes de secuencias ("sequence sets"). Existe un "lowstand", un "transgressive" y un "highstand sequence sets". Estos "sequence sets" se definen como grupos de secuencias dispuestas ("arranged") con un apilamiento ("stacking pattern") de tipo progradacional, agradacional o retrogradacional (Mitchum & Van Wagoner, 1991). Las secuencias compuestas son definidas como una sucesión de secuencias genéticamente relacionadas en las que las secuencias individuales se apilan en "lowstand", "transgressive" y "highstand sequence sets" (Mitchum & Van Wagoner, 1991).

La diferencia entre las secuencias de alta frecuencia y las secuencias compuestas es sutil pero importante.

En las secuencias deposicionales tenemos una serie de cortejos o "systems tracts" limitados por una serie de superficies características, con un origen

203


característico y un significado característico (discontinuidades de tipo I o 11, superí"icie transgresiva, superficie de máxima inundación...). En las secuencias compuestas, según se observa en los gráficos de Mitchimi & Van Wagoner (1991) (figura D.IO), ésto ya no es así. Los "sequence sets" están siempre limitados por límites de secuencias de alta frecuencia, por lo que, a escala de afloramiento (diagrafía, o testigo de sondeo) tiene la misma expresión la superficie limitante de la secuencia compuesta, que la que separa el "lowstand sequence set" del "transgressive sequence set", y que la que separa el "transgressive sequence set" del "highstand sequence set".

Por el contrario, en la definición del "transgressive sequence set" (de Mitchimi & Van Wagoner, 1991) se dice que éste culmina en una superficie de máxima inundación o sección condensada. Esta definición (que no se corresponde en absoluto con el gráfico explicativo) sí hace equiparable las secuencias compuestas con las de alta frecuencia. La única problemática existente es que habría una secuencia de alta frecuencia compartida entre dos "sequence sets", ya que la superficie de máxima inundación de esta secuencia de alta frecuencia será también la superficie de máxima inundación de la secuencia compuesta. Por esto, parece inadecuado considerar los equivalentes de los "systems tracts" como lotes de secuencias ("sequence sets") ya que, por lo menos el transgresivo y el de alto nivel, contienen una secuencia de alta frecuencia no completa compartida entre dos.

HIGHSTAND SEQUENCE SET

TRANSGRESSIVE SEQUENCE SET

LOWSTAND SEQUENCE SET

r ^ COASTAL PLAIN

[US FLUVIAL AND ESTUARINE

I I SHAUOW MARINE

I I SHELF AND SLOPE

cm SUBMARINE FAN

. COMPOSITE SEQUENCE BOUNDARIES

. SEQUENCE SET BOUNDARIES

Figura D.IO) Diagrama de secuencias, "haces" de secuencias y secuencias compuestas (de Mitchum y Van Wagoner, 1991). Diagram of sequences, sequence sets, and composite sequences (from Mitchum & Van Wagoner, 1991).

Este problema no se produce en las secuencias deposicionales ya que estas están construidas a base de "parasecuencias", limitadas por superficies de inundación marina. Pero si, como se ha visto anteriormente, consideramos que las parasecuencias no existen como tales sino que también son secuencias deposicionales, el problema abordado anteriormente vuelve a generarse.

204

4) Los diferentes modelos de estratigrafía secuencia!: ventajas e inconvenientes.

6) La Jerarquía El grupo de Exxon (Vail, 1977; Mitchum & Van Wagoner, 1991) ha

establecido una jerarquía de secuencias caracterizadas por la frecuencia de éstas:

9-10 Ma, segundo orden 1-2 Ma, tercer orden 0,1-0,2 Ma, cuarto orden 0,01-0.02 Ma, quinto orden

(Mitchum & Van Wagoner, 1991) Si, como es lógico, asumimos la influencia de los tres factores (eustatismo,

subsidencia y aporte sedimentario), podemos suponer que la duración de las secuencias de un mismo tipo tiene que ser más variable que lo indicado por los autores del grupo Exxon.

Así, el caso del sistema de Sant Llorenç del Munt nos encontramos que las secuencias fundamentales (las de mayor frecuencia) tienen duraciones que pueden oscilar entre los JO, 1703 y los J0,0096 my y que las secuencias compuestas (producto del apilamiento de secuencias fundamentales) presentan duraciones entre los ~1,02 y los -J0,087 my. Como puede verse existe un solapamiento entre la duración de unas y otras, lo que hace inútil intentar establecer una "frecuencia" para las mismas. La aplicación directa de la jerarquía establecida por el grupo Exxon nos puede llevar a estimaciones erróneas, ya que puede darse el caso (y se da) de que simplemente por la escala (tamaño) de la secuencia se intente estimar su duración. Como se ha visto en el ejemplo de Sant Llorenç del Mimt, no hay una relación directa entre expresión, escala y duración de las secuencias.

4.2.3)PRQBLEMATICA DE LA UTILIZACIÓN DE LOS MODELOS DE SECUENCL iS ESTRATIGRAFICAS GENÉTICAS

Aparte de los inconvenientes mencionados en el apartado 4.6.1 existen otros problemas de cara a la aplicación del modelo de las secuencias estratigráficas genéticas tales como: 1) la excesiva sencillez del modelo, que no profundiza (por ejemplo) en la expresión de las secuencias a diferentes escalas o en la expresión de las superficies de máxima regresión; 2) la no contemplación de casos en los que no se generan superficies de máxima inundación; 3) la dificultad de reconocimiento de las superficies de máxima inundación en las porciones subaereas del sistema, y 4) la posible inclusión de importantes discontinuidades dentro de las secuencias.

205


1) La sencillez del modelo Uno de los inconvenientes del modelo de las secuencias estratigráficas

genéticas es su sencillez. Ésta sencillez hace que sea fácil de entender, pero quedan oscuros una serie de puntos, como pueden ser:

a) La expresión de este tipo de secuencias a diferentes escalas no queda lo suficientemente explicada en Galloway (1989a). La definición y explicación parece que se ajusta a las secuencias de más alta frecuencia (secuencias estratigráficas genéticas resultantes de un episodio deposicional simple). Posteriormente, y en éste mismo trabajo, un gráfico (figura 4 de Galloway, 1989a) muestra secuencias estratigráficas genéticas más complejas, de menor frecuencia y resultantes del apilamiento de las más simples.

b) En este modelo las secuencias estratigráficas genéticas se constan de unos componentes de "onlap" y otros de "offlap. Las características de las superficies de máxima regresión que los separan no quedan claras. En parte se habla de su equivalencia con las discontinuidades del modelo del grupo Exxon, aunque realmente no son del todo equivalentes ya que los límite de secuencia deposicional del grupo Exxon no son superficies de máxima regresión.

2) La no contemplación de casos en los que no se generan superficies de máxima inundación.

Existen casos (como en el cuerpo X de la Arenisca de Roda) en los que por la existencia de grandes tasas de aporte de sedimentos o por que las tasas de acomodación (eustatismo + subsidencia) son bajas, toda las sucesión es de tipo regresivo y no se generan depósitos transgresivos y por lo tanto tampoco superficies de máxima inxmdación (figura D.ll). Por lo tanto, en estos casos no se pueden definir secuencias estratigráficas genéticas, aunque en otras areas, los mismos ciclos sí que las puedan llegar a generar.

Como se puede apreciar en la figura D.ll, en casos como estos, en los que no existen transgresiones, sino una regresión continua, las secciones condensadas se desarrollan durante tramos de descenso relativo del nivel del mar. Este hecho también ha sido constatado en platafornas carbonáticas progradantes (Pomar & Ward, 1994). El hecho que las secciones condensadas se generen tanto en ascensos como en descensos del nivel relativo del mar puede llevar a confusión a la hora de utíüzarlas como límite de secuencia.

206


Topsets

Tiempo

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Tiempo

Figura D. 11) Diferentes respuestas de tipo sedimentario y estratigráfico para la misma curva eustática en situaciones con diferentes tasas de subsidencia. a) Baja subsidencia (regresión), b)

Alta subsidencia (regresiones y transgresiones). Different sedimentary-stratigraphic response to the same eustatic curve in two different

subsidence settings, a) Low subsidence (regression), b) High subsidence (regressions and transgressions).

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Los directores:




3) La dificultad de reconocimiento de las superficies de máxima inundación en las porciones subaereas del sistema

Las superficies de máxima inundación son fácilmente reconocibles en las sucesiones transicionales y marinas. Cuando nos desplazamos a sucesiones de facies subaereas (por ejemplo, en el caso de Sant Llorenç del Mimt) su distinción es problemática, independientemete de su frecuencia, siendo casi imposible trazarlas si no han sido seguidas desde los depósitos transicionales.

4) La posible inclusión de importantes discontinuidades dentro de la secuencia.

La utilización de superficies de máxima inimdación como límites de secuencia conlleva que las discontinuidades erosivas producidas durante las bajadas del nivel relativo del mar se encuentren dentro de las secuencias. De esta manera, en algunas sucesiones aluviales nos encontraremos que las discontinuidades erosivas importantes (las superficies más evidentes y con más significado), a pesar de separar importantes paquetes sedimentarios, no son límites de secuencia, sino que se encuentran dentro de las secuencias estratigráficas genéticas (limitadas por superficies difíciles de encontrar en las sucesiones aluviales).

4.2.4)PR0BLEMATICA DE LA UTILIZACIÓN DE LOS MODELOS DE SECUENCIAS TRANSGRESIVO-REGRESIVAS

Aparte de los inconvenientes mencionados en el apartado 4.6.1 existen otros problemas de cara a la aplicación del modelo de las secuencias transgresivo-regresivas tales como: 1) la existencia de situaciones en las que nose generan superficies de máxima regresión; 2) la preservación de las superficies limitantes; o 3) la dificultad existente en continuar los límites de secuencia hacia las porciones subaereas del sistema.

1) La existencia de situaciones en las que nose generan superficies de máxima regresión.

Como se ha comentado al anotar los inconvenientes de la utilización de las secuencias estratigráficas genéticas, existen casos en los que por la existencia de grandes tasas de aporte de sedimentos o por que las tasas de acomodación (eustatismo + subsidencia) son bajas, toda las sucesión es de tipo regresivo, no se generan depósitos transgresivos y por lo tanto tampoco superficies de máxima regresión (figura D.lla). En estos casos no se pueden definir secuencias transgresivo-regresivas, aunque los mismos ciclos en otras areas con una

2Ö8


mayor subsidencia (figura D.llb) o un menor volmnen de aportes, sí que pueden llegar a generarse.

2) La preservación de las superficies limitantes Las superficies limitantes de las secuencias transgresivo-regresivas

tienen un potencial de preservación menor que las que limitan las secuencias estratigráficas genéticas. Las superficies de máxima regresión y sus correlativas discontinuidades subaereas (una vez generadas) pueden sufrir modificaciones a posteriori.

En la figura D.12a se muestra un caso en el que la transgresión es "no acrecionaria" (Helland-Hansen y Martinsen, en prensa). En esta situación, parte de la superficie de máxima regresión (y la posible discontinuidad subaerea asociada) han sido modificadas y erosionadas por la superficie transgresiva de erosión costera.

En la figura D.12b la transgresión es acrecionaria, siendo la superficie transgresiva de erosión costera ima superficie de erosión diacrònica que separa los depósitos aluviales transgresivos de los marinos transgresivos (ver apartado 4.2.1.1 del capitulo de Sant Llorenç del Mvmt y Montserrat). En este caso la mayor parte de la superficie de máxima regresión queda preservada. El único problema, como apuntan Helland-Hansen y Martinsen (en prensa), es la dificultad para distinguir o seguir esta superficie dentro de las sucesiones aluviales, sobre todo si no ha habido una bajada relativa del nivel de base y no se ha generado una discontinuidad subaerea.

3) La dificultad existente en continuar los límites de secuencia hacia las porciones subaereas del sistema.

El seguimiento de los límites de secuencia hacia porciones subaereas del sistema suele ser complicado. En situaciones en las que no hay caldas del nivel del mar relativo no se generan superficies de discontinuidad subaereas y en las situaciones en las que éstas se generan, el tramo de no coincidencia entre la superficie de máxima regresión y la discontinuidad puede ser muy variable. Así, en la mayoría de los casos la continuidad de las superficies limitantes hacia los depósitos subaereos no es directa y se tiene que basr en un seguimiento (físico de las mismas). A partir de una serie en el aluvial no se puede decir nada.

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superficie transgresiva depósitos marinos de erosión costera

transgresivos

depósitos aluviales regresivos

distancia

discontinuidad subaerea superficie de máxima regresión

superficie transgresiva de erosión costera


superficie de máxima regresión


Figura D. 12) Preservación de las superficies de máxima regresión en corte y en diagramas temporales, a) No preservación por ser erosionada por la superficie transgresiva de erosión costera durante una transgresión no acrecional. b) Preservada durante una transgresión acrecionaria con superficie transgresiva de erosión costera, c) Preservada durante una transgresión acrecionaria sin superficie transgresiva de erosión costera.

Preservation of maximum regression surfaces in cross-sections and time-diagrams, a) No preservation during a non accretionary transgression, as a consequence of erosion by a development of the transgresive surface of coastal erosion, b) Preserved during an accretionary transgression with transgressive surface of coastal erosion, c) Preserved during an accretionary transgression without development of a transgressive surface of coastal erosion.

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5) Consideraciones fínales.

5 )CONSIDERACIONES FINALES

Como se ha ido viendo en diferentes apartados de esta Tesis, la estratigrafía secuencial es una metodología útil e interesante para la subdivisión de series sedimentarias.

Existen diferentes escuelas que se basan en unos principios comunes de subdivisión a partir de presuntas "superficies-tiempo", correspondientes a un evento geológico recurrente y con un significado determinado (nivel relativo del mar más alto, nivel relativo del mar más bajo, máximo transgresivo, máximo regresivo...). Los diferentes modelos presentan sus ventajas e inconvenientes. La aplicabilidad de un modelo u otro puede depender de las condiciones o las características propias del sistema que se estudie. Según el caso, un tipo de superficies serán más fácilmente distinguibles que otras.

Existen toda xma serie de factores que influyen de manera combinada en la organización secuencial de las sucesiones deltaicas, como pueden ser: el eustatismo, la subsidencia, el clima, la fisiografía de la cuenca, la tectónica en la cuenca, la tectónica en el area fuente, los aportes sedimentarios, la geometría y topografía de la cuenca, así como las variaciones en el tiempo y el espacio de las tasas de actuación de estos parámetros de control. Dependiendo de la escala de trabajo, la variación de estos factores puede ser lineal, oscilatoria.periódica (cíclica) u oscilatoria no periodica.

Existe una gran diversidad de contextos geológicos (márgenes pasivos, cuencas extensionales, cuencas de antepaís...) en los que se acumulan sedimentos susceptibles de ser analizados secuencialmente. En cada situación, los factores de control de la secuencialidad tendrán un comportamiento diferente (lineal, cíclico..). Cuantos más factores presenten un comportamiento lineal (o puedan ser descartados), más sencilla será la interpretación de la secuencialidad.

En contextos de cuencas de antepaís, los factores que influyen en la secuencialidad son muy variables tanto en el tiempo como en el espacio, sobre todo por lo que respecta a las variaciones en las tasas de subsidencia y de los aportes sedimentarios. Por ello, en dicho contexto, las secuencias tienen un origen complejo, resultando muy difícil discriminar qué parámetros de control son los principales y cuales los accesorios, si es que puede realizarse esta diferenciación.

Las secuencias pueden haberse originado en respuesta a cambios de gran magnitud de vmo de los factores de control (por ejemplo, el eustatismo), pero en otros casos, secuencias de idéntica apariencia pueden haberse originado en

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respuesta a variaciones de otro (u otros) parámetros diferentes (por ejemplo, subsidencia, aportes sedimentarios...). De la misma manera, muchos de los cambios en los parámetros de control no tienen una periodicidad determinada, por lo que las secuencias resultantes tampoco tienen una periodicidad (o duración) determinada.

Una cosa es la subdivisión secuencial y otra su interpretación. Se puede realizar una subdivisión secuencial más o menos correcta utilizando modelos no interpretativos (secuencias estratigráficas genéticas o secuencias transgresivo-regresivas), que son útiles para subdividir el relleno sedimentario de la cuenca y no implican el reconocimiento de cuales han sido los factores de control de dicha secuencialidad. Sin embargo, aunque se utilice una metodología de tipo descriptivo, para intentar llegar a resultados de tipo predictivo (que constituyen uno de los fines últimos de la estratigrafía secuencial) es necesario controlar, tanto cualitativa como, si es posible, cuantitativamente, el mayor número posible de los factores que controlan la ciclicidad.

Desde el punto de vista de la correlación, variaciones locales de subsidencia, aportes, etc.. pueden hacer heterócronos los límites de secuencia a diferentes escalas. Por ello, es necesario precisar el grado de utilidad para la correlación de las secuencias diferenciadas. En general, éstas únicamente serán correlacionables en aquellos sectores en los que los parámetros operen con igual magnitud y/o presenten ima periodicidad de cambio en el tiempo similar.

En los casos estudiados (Arenisca de Roda, Sant Lloreç del Munt, Montserrat, Panther Tongue) se han tratado sistemas deposicionales de corta duración (menos de 5 millones de años), definiéndose secuencias que tienen duraciones que se engloban dentro de la "banda de alta frecuencia", cuya correlacionabilidad o persistencia lateral está muy controlada por factores locales, haciéndolas poco útiles de cara a una correlación a gran escala.

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5) Consideraciones finales.

6) CONCLUSIONES

•En contextos de cuencas de antepaís como los estudiados, debido a que la secuencialidad está controlada, además de por posibles variaciones eustáticas, por variaciones en las tasas subsidencia y de aporte (o producción) de sedimentos, la mayor parte de las secuencias muestran un carácter marcadamente local y no son útiles de cara a correlaciones globales.

•En los casos estudiados se han tratado sistemas deposicionales de corta duración, definiéndose secuencias que tienen duraciones que se engloban dentro de la banda de "alta frecuencia", cuya correlacionabilidad o persistencia lateral está muy controlada por factores locales, lo que las hace poco útiles de cara a una correlación a gran escala.

•Las subdivisiones estratigráficas basadas en la estratigrafía secuencial son eficaces de cara a la correlación dentro de una cuenca o porciones de ésta. Dependiendo de la escala u orden (no necesariamente determinado por su duración) de la secuencia, ésta podrá ser correlacionable a lo largo de zonas más o menos extensas de dicha cuenca o en todo el globo.

•Los factores más locales (generalmente de mayor frecuencia) serán más influyentes en la formación de secuencias de menor envergadura; mientras que los factores más regionales o globales (de menor frecuencia) controlarán la formación de secuencias de mayor escala.

•El análisis secuencial de los sistemas deltaicos ha de basarse en una metodología de trabajo que incluye: la estratigrafía física, el análisis de facies y la datación más precisa posible de los depósitos a estudiar. Además, se deben buscar y utilizar indicadores paleobatimétricos lo más precisos posible y reconocibles en la mayor parte de la sucesión. Sin datos sobre los dos últimos puntos anteriormente mencionados, resulta imposible cualquier intento de interpretación y discusión del valor de las secuencias como instrumentos decorrelación.

•Existen dos grupos de modelos de subdivisión estratigrafica: unos basados más en la interpretación y otros en la descripción. Los modelos más interpretativos son los del grupo Exxon (secuencias deposicionales), mientras que los más "descriptivos" son los propugnados por Galloway (1989a) (secuencias estratigráficas genéticas), Embry y Johannessen (1992), López Blanco (1993) (secuencias transgresivo-regresivas) o Helland-Hansen y Martinsen (en prensa).

•La utilización del modelo del grupo Exxon tiene, teóricamente, cinco ventajas principales: 1) es el modelo más extendido, aceptado y utilizado por la

213


comunidad científica; 2) subdivide cada secuencia en tres (o cuatro) cortejos o "systems tracts", generados en períodos o tramos concretos de los ciclos de variación relativa del nivel de base; 3) la utilización de superficies con presunto significado cronoestratigráñco a escala global como límites de secuencia; 4) las discontinuidades que limitan las secuencias deposicionales son reconocibles fácilmente en las zonas costeras y, sobre todo, en las partes subaereas del sistema; 5) la existencia de tres tipos diferentes de secuencias, aplicables en diferentes contextos o circunstancias.

•La utilización de las secuencias estratigráficas genéticas, en teoría, presenta las siguientes ventajas: 1) constituye im modelo simple sin demasiadas complicaciones conceptuales; 2) se utiliza un criterio de subdivisión similar para las diferentes escalas de trabajo; 3) son útiles en areas donde no se generan discontinuidades subaereas, ya que sus límites son fácilmente reconocibles; 4) las secuencias se subdividen sólo en dos partes fácilmente reconocibles en el campo, ya que se basan en la evolución de la trayectoria de la línea de costa; 5) las superficies limitantes (superficies de máxima inundación) son fácilmente reconocibles, tanto en el campo como en perfiles sísmicos, su datación no es muy difícil, tienen un gran potencial de preservación y son las más evidentes en contextos con altas tasa de acomodación; 6) se implica tanto al eustatismo, como a la subsidencia y al aporte sedimentario en la generación de las secuencias, y se determina y especifica una jerarquía basada en la extensión de las secuencias.

•La utilización de las secuencias de tipo transgresivo-regresivo tiene, a priori, bastantes ventajas a su favor: 1) no tienen im origen interpretativo, sino descriptivo, ya que se basan en los cambios de tendencia (transgresiva o regresiva) de la sucesión; 2) son simples ya que, en principio, sólo constan de dos partes bien diferenciadas (una transgresiva y otra regresiva), aunque, en casos como las secuencias fundamentales, la parte regresiva puede dividirse incluso en tres fases según la trayectoria de los depósitos costeros; 3) el reconocimiento de estas secuencias en el campo es relativamente sencillo; 4) se utiliza un criterio similar para las diferentes escalas de trabajo, de forma que todas las secuencias, sea cual sea su escala, están limitadas por superficies de máxima regresión, y constan de un tramo transgresivo basal y de un tramo regresivo final; 5) las superficies limitantes de este tipo de secuencias son fácilmente reconocibles, tanto en el campo como en perfiles sísmicos; 6) estas secuencias son útiles tanto en areas donde se generan discontinuidades subaereas como en las que no, ya que el límite viene marcado por la superficie de máxima regresión, que es independiente de que haya discontinuidad subaerea, o no (es decir, que haya o no descenso relativo del nivel de base); 7)

214

6) Conclusiones.

los límites de secuencia muestran una heterocronía muy baja en relación con la duración de los ciclos de subida-bajada del nivel de base; 8) en la generación de las secuencias se implica tanto al eustatismo, como a la subsidencia, como y al aporte sedimentario; 9) se establecen unas jerarquías dependientes de la escala relativa (vertical y/o lateral) de las secuencias, sin basarse directamente en la dxiración de las mismas.

•En los tres modelos comentados, el análisis secuencial presenta una serie de dificultades y problemática de carácter general que podemos resumir en tres puntos: 1) la no globalidad de las secuencias, dependiendo de la influencia de procesos no globales (subsidencia, aporte sedimentario...); 2) la influencia de las variaciones en los aportes sedimentarios y 3) de las variaciones en la posición y geometría de los sucesivos lóbulos en la duración de los diferentes cortejos y en la localización temporal de las superficies clave.

•A parte de los inconvenientes mencionados en el punto anterior, la utilización del modelo del grupo Exxon presenta problemas como son: 1) la utilización del concepto de "parasecuencia"; 2) la dificultad a la hora de reconocer algunas de las superficies clave; 3) el uso, para limitar las secuencias, de superficies generadas en diferentes momentos del ciclo de ascenso-descenso del nivel de base relativo; 4) la no existencia de secuencias en contextos en los que no hay caídas del nivel de base; 5) el cambio de criterio para las diferentes escalas de trabajo; 6) la jerarquía existente.

•Aparte de los inconvenientes generales, existen otros problemas de cara a la aplicación del modelo de las secuencias estratigráficas genéticas, tales como: 1) la excesiva sencillez del modelo, que no profundiza en la expresión de las secuencias a diferentes escalas o en la expresión de las superficies de máxima regresión; 2) la no contemplación de casos en los que no se generan superficies de máxima inundación; 3) la dificultad de reconocimiento de las superficies de máxima inundación en las porciones subaereas del sistema, y 4) la posible inclusión de importantes discontinuidades dentro de las secuencias.

•Aparte de los inconvenientes generales, la aplicación de los modelos de subdivisión secuencial a partir de secuencias transgresivo-regresivas presentan tres problemas añadidos: 1) la existencia de situaciones en las que no se generan superficies de máxima regresión; 2) la preservación de las superficies limitantes; o 3) la dificultad existente en continuar los límites de secuencia hacia las porciones subaereas del sistema.

•A pesar de que los diversos modelos o metodologías de la estratigrafía secuencial presentan sus pros y sus contras, en este trabajo se ha optado por la opción de las secuencias transgresivo-regresivas, por dos motivos principales:

215


1) son de origen descriptivo y no interpretativo; 2) no incluyen discontinuidades mayores en su interior.

•Existen diferentes escuelas de estratigrafía secuencial, basadas en unos principios comunes, que esencialmente propugnan una subdivisión del relleno sedimentario de una cuenca o porción de la misma a partir de presuntas "superficies-tiempo", originadas en respuesta a un evento geológico recurrente en el tiempo y con un significado determinado. La mayor o menor aplicabilidad de un modelo u otro puede depender de las condiciones o las características propias del sistema deposicional.

•La organización secuencial de las sucesiones deltaicas está controlada por las variaciones en el tiempo y el espacio de las tasas de actuación de una serie de factores que influyen de manera combinada. Entre estos factores se incluyen: el eustatismo, la subsidencia, el clima, la fisiografía de la cuenca, la tectónica en la cuenca, la tectónica en el area fuente, los aportes sedimentarios, la producción de sedimento, y la geometría y topografía de la cuenca). Dichas variaciones pueden ser lineales, oscilatorias periódicas u ocscilatorias no periódicas.

•Existen toda una serie de factores que influyen de manera combinada en la organización secuencial de las sucesiones deltaicas (eustatismo, subsidencia, clima, fisiografía de la cuenca, tectónica en la cuenca, tectónica en el area fuente, aportes sedimentarios, producción de sedimento, geometría y topografía déla cuenca), así como las variaciones en el tiempo y el espacio de las tasas de actuación de estos parámetros. La variación de estos factores puede ser lineal, oscilatoria periódica u ocscilatoria no periodica.

•Existe ima gran diversidad de contextos geológicos y en cada situación, los factores de control de la secuencialidad tendrán un comportamiento diferente. Cuantos más factores presenten un comportamiento lineal (o puedan ser descartados), más sencilla será la interpretación de la secuencialidad.

•En contextos de cuencas de antepaís, los factores que influyen en la secuencialidad son muy variables tanto en el tiempo como en el espacio, en particular las tasas de subsidencia y aportes sedimentarios, por lo que las secuencias diferenciables en este tipo de cuencas tienen un origen complejo, resultando muy difícil discriminar qué parámetros de control son los principales y cuales los accesorios.

•Las secuencias pueden haberse originado en respuesta a cambios de gran magnitud de uno de los factores de control, pero, secuencias de idéntica apariencia pueden haberse originado en respuesta a variaciones de parámetros diferentes .

216

6) Conclusiones.

•Muchos de los cambios en los parámetros de control no tienen una periodicidad determinada, por lo que las secuencias resultantes tampoco tienen una periodicidad (o duración) determinada.

•Se puede realizar una subdivisión secuencial más o menos correcta utilizando modelos no interpretativos útiles para subdividir el relleno sedimentario de la cuenca, y que no implican el reconocimiento de xmo o varios factores de control de dicha secuencialidad. Sin embargo, para intentar llegar a resultados de tipo predictivo, es necesario controlar (cualitativa y cuantitativamente), el mayor número posible de los factores que controlan la ciclicidad.

•Variaciones locales de subsidencia, aportes, etc.. pueden hacer heterócronos los límites de secuencia a diferentes escalas. Por ello, es necesario precisar el grado de utilidad para la correlación de las secuencias diferenciadas. En general, éstas son únicamente correlacionables en aquellos sectores en los que los parámetros de control han operado con una magnitud similar y/o presentan irna periodicidad de cambio en el tiempo similar.

217


7) SUMMARY

•In foreland basin settings, like the studied examples, most of the sequences show a local character (so that they are not useful for global correlation) because cyclicity is not only controlled by eustatic variations but also by changes in the rates of subsidence and sediment supply (or production).

•Stratigraphic subdivisions based in sequence stratigraphy are effective just in order to establish a correlation within a basin or a portion of the basin. Depending on the scale of the sequence, it will be correlated to wider or narrower areas of the planet.

•Local factors (usually operating with a higher frequency) will be more influent in the generation of high-frequency (minor-scale) sequences. More regional or global factors (at a lower frequency) will control the formation of higher-scale sequences.

•In our case-studies, short-duration depositional systems have been analized, and "high-frequency" sequences have been defined. The correlatibility or lateral extent of these sequences is strongly controlled by local factors, so, they will not be useful for large-scale correlations.

•Sequential analysis of deltaic systems must be based in a working-methodology including: physical stratigraphy, facies analysis and the accurate dating of the studied deposits. Accurate widespread and easily recognizable paleobathymetric indicators must be used. Without data on age-control and paleobathymetry it is impossble to try any kind of interpretation or discussion about the correlation value of the defined sequences.

•There are two main groups of models of sequence stratigraphic subdivision: interpretative and descriptive. Interpretative models are examplified by the Exxon model (depositional sequences). Descriptive models are those of Galloway (1989a) (genetic stratigraphic sequences), Embry & Johannessen (1992), López Blanco (1993) (transgressive-regressive sequences) and Helland-Hansen & Martinsen (in press).

•The use of depositional sequences (Exxon model), has five main theorethical advantages: 1) it is the most extended, accepted and used by the scientific comunity; 2) it subdives each sequence in three (or four) systems tracts generated in fixed periods or phases of relative base-level variation; 3) it uses surfaces with a presumed global chronostratigraphic meaning as sequence boundaries; 4) sequence-bounding discontinuitieies are easily recognizable in coastal and subaerial parts of the system; and 5) there are different types of sequence to be used in different contexts and circumstances.

218

7) Summary.

•The use of genetic stratigraphic sequences shows, in theory, the following advantages: 1) it is a simple model without conceptual complexity; 2) the same criteria of subdivision are used for the different working-scales; 3) they are useful in areas where subaerial unconformities are not generated because in that case maximum flooding surfaces are the easiest recognizable surfaces; 4) sequences are only divided in two parts easily recognizable in the field, because are based in the evolution of the shoreline trajectory; 5) the bounding surfaces (maximum flooding surfaces) are easily recognizables in the field, as well as in seismic profiles, their datation is easy because their faunal content, they have a vey high preservation potential, and they are the most evident in successions with high accomodation rates; 6) in the generation of these sequences, eustacy, subsidence and sediment supply are implied. And, in addition, the hyerarchy is based not in the timing but in the extent of the sequences.

•The use of transgressive-regressive sequences has several advantages: 1) they do not have an interpretative origin because they are based in changes of transgressive and regressive trends through succession; 2) they are simple because they only consist of two well-differentiated parts (transgressive and regressive) although, sometimes, regressive part can be subdivided in three different phases, depending on the trajectory of the coastal deposits; 3) the recognition in the field of these sequences is relatively simple; 4) the same criteria of subdivision are used for the different working-scales; sequences are boimded by maximum regression surfaces and formed by a basal transgressive and an upper regressive part; 5) bounding surfaces are easily recognizable both in the field and in seismic profiles; 6) these sequences are useful both in areas where subaerial xmconformities were developed and in areas where these unconformities are absent, because the sequence boundary is marked by a maximum regression surface, which is independent of the existence of relative base-level falls; 7) sequence boundaries show a very low diachroneity in relation with the relative base-level cycles; 8) in the generation of these sequences eustacy, subsidence and sediment supply are implied; 9) the hyerarchy is established by the relative scale (vetical and lateral), not by the timing of the sequences.

• In the three discussed models, sequential analysis shows a series of dificulties and general problems: 1) the non-global character of sequences, depending on the influence of non global parameters (subsidence, sediment supply...) ; 2) the influence of the sediment supply variations and 3) the position and geometry of the successive deltaic lobes in the duration of the different systems tracts and the temporal localization of key surfaces.


•Apart from the general disadvantages, the use of the Exxon group model shows problems as: 1) the use of the "parasequence" concept; 2) the occassional difficulty to recognize key surfaces; 3) the use of surfaces generated in different moments of a relative base-level cycle in order to bound sequences; 4) the non-existence of sequences in settings without relative base-level falls; 5) the changing criteria in different-scale studies; 6) the stablished hyerarchy.

•Apart from the general disavantages, there are other problems in the applicability of the genetic stratigraphic sequence model: 1) the excessive simplicity of the model, which does not go deeply into the expression of sequences at different scales and into the expression of maximum regression surfaces; 2) the non-existence of sequences in settings without generation of maximum flooding surface; 3) the diñculty of recognition of maximum flooding surfaces in subaerial parts of the system; and 4) the probable inclussion of important unconformities within sequences.

•Apart from the general disavantages, the application of the transgressive-regressive model presents three added problems: 1) the existence of settings where maximum regression surface are not generated; 2) the preservation potential of the boimding surfaces; or 3) the difficulty to trace the sequence boimdaries into the subaerial parts of the system.

•Despite the fact that all three models have advantages and disavantages, in this work, transgressive-regressive sequences have been considered as the most useful approach by two main causes: 1) they are descriptive; and 2) they do not include internal major unconformities,

•There are different sequence-stratigraphy schools. Neverthless, these different schools have a common perception, based on that sedimentary successions can be subdivided by "time-surfaces", related to time-recurrent geologic events. The applicability of the different models depends on the particular conditions or characteristics of the depositional system.

•The sequential arrangement of deltaic successions is controlled by the variations through time and space of the rates of geological processes such as eustacy, subsidence, climate, tectonics, sedimment supply, sediment production, and basin geometry), as well as actuation of these factors. These variations can be linear, oscillatory periodical or oscilatory non periodical.

•There is a great diversity of geological settings and in each situation the controlling factors of the sequential arrangement will show a different behaviour. If the number of lineal (or not influential) factors is high, more simple will be the interpretation of the sequential arrangement.

•In foreland basins, the controlling factors are very variable in time and space (specially sediment supply and subsidence rates). Due to this fact.

220

7) Summary.

sequences have a complex origin, being ratlier difficult to know which controlling parameters are the most important.

•Sequences may have been originated in response to changes of one of the controlling factors, but, similar sequences may have been originated in response to variations in completely different factors.

•Most of the changes on controlling parameters have not a determined periodicity, so, the resulting sequences will not either have a determined periodicity (or duration).

•A sequential subdivision based on non interpretative models (which does not imply the recognition of a controlling factor or set of factors) can be effective. However, in order to reach some predictive results is necessary to estimate (quaUtative and quantitatively) the greater number of controlling parameters on the cyclicity.

•Local variations in subsidence, sediment supply,etc... make sequence buondaries heterochronous at different working-scales. It is necessary to state the accuracy for the correlation purposes of the differentiated sequences. Sequences will only be correlatables for those areas where the controlling-parameters have operated with a similar magnitude and a similar periodicity.

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222

BIBLIOGRAFIA

BIBLIOGRAFIA

Aigner, T. (1982): Event stratification in nummulites accumulations and in

Shell beds from the Eocene of Egypt. En: Seilacher, A. y Einsele, G.

(Eds.), Cyclic and event stratifícation. Springer, Berlin, pp. 248-262.

Allen, G.P. y Mercier, F. (1987): Les deltas: sédimentologie et exploration

pétroliere. Bulletin de la Societé Géologique de France, 8:7,1247-1269.

Alonso, A., Floquet, M., Meléndez, A. y Salomón, J. (1982):

7. Cameros-Castilla. En: El Cretácico de España. Madrid, pp. 345-356.

Alvarez Ramis, C. (1982): Sobre la presencia de ima flora de

paleomanglar en el Paleógeno de la depresión central catalana (curso

medio del llobregat). Acta Geológica Hispánica, 17: pp. 5-9.

Alvaro, M., Capote, R. y Vegas, R. (1979): Un modelo de evolución

tectónica para la cadena celtibérica. Acta Geológica Hispánica, 14: pp.

172- 181.

Anadón, P. (1978a): El Paleógeno continental anterior a la transgresión

Biarritziense (Eoceno medio) entre los ríos Gaià y Ripoll (prov. de

Tarragona y Barcelona). Estudios Geológicos, 34:5, pp. 341-440.

Anadón , P., Colombo, F., Es teban , M., Marzo, M., Robles , S.,

Santanach, P. y Solé Sugrañes, L. (1979): Evolución

tectonoestratígráfica de los Catalánides. Acta Geológica Hispánica,

14: pp. 242-270.

Anadón, P. y Feist, M. (1981): Charophytes et biostratigraphie du

Paléogène inférieur du bassin de l'Ebre Oriental. Palaeontographica,

178: pp. 143-168.

Anadón, P. y Zammarreño, I. (1981): Paleogene Nonmarine Alagal

deposits of the Ebro Basin, northeast Spain. En: Monty, C. (Ed.),

Phanerozoic Stromatolites. Springer-Verlag, Berlin, pp. 140-154.

Anadón, P., Feist, M., Har tenberger , J.L., Muller, C. y Vil lal ta , J.

(1983) : Un exemple de correlation biostratigraphique entre échelles

marines et continentales dans l'Eocène: la coupe de Pontils (basin de

l'Ebre, Espagne). Bulletin de la Societé Géologique de France, 7: pp. 747-

755.

Anadón, P., Cabrera, L., Guimerà, J. y Santanach, P. (1985a):

Paleogene strike-slip tectonics and sedimentation along the

southeastern margin of the Ebro basin. En: Biddle, K.T. y Christie-BUck,

N. (Eds.), Strike-sUp Tectonics and sedimentation, pp. 303-318.

Anadón, P., Marzo, M. y Puigdefàbregas, C. (1985b): The Eocene Fan-

delta of Montserrat (Southeatem Ebro basin, Spain). In: LAS. 6th

European Regional Meeting, Lérida, Spain., Excursion Guidebook.: pp.

108-146.

223

BIBLIOGRAFIA

/Anadón, P. y Marzo, M. (1986): Sistemas deposicionales eocenos del margen oriental de la Cuenca del Ebro: Sector Igualada-Montserrat. In: Reguant, S. (Ed.), XI Congreso Español de Sedimentología, Barcelona., libro-Guía Excursiones, n° 3.: pp. 4.1-4.59.

Armentrout, J.M., Malececk, S.J., Feam, L.B., Sheppard, CE., Naylor, P.H., Miles, A.W., Desmarais, R.J. y Dunay, R.E. (1993): Log-motif analysis of Paleogene depositional systems tracts, central and northern North sea: defined by sequence stratigraphic analysis. En: Parker, R.J. (Eds.), Petroleum geology of northwest Europe, pp. 45- 57. Atkinson, CD. (1984): Comparative sequences of ancient fluviatile

deposits in the Tertiary South Pyrenean basin; Northern Spain. Tesis doctoral, University of Wales.

Barberà, X. (1995): Estratigrafía del'üerdià de la Conca de Tremp. Tesis de licenciatura, Universitat de Barcelona. 108 pp.

Bartrina, M.T., Cabrera, L,, Jurado, M.J., Guimerà, J. y Roca, E. (1992): Evolution of the central Catalan margin of the Valencia trough

(western mediterranean). En: Banda, E. y Santanach, P. (Eds.), Geology and Geophysics of the Valencia Trough, Western Mediterranean. Elsevier, Amsterdam, pp. 219-247.

Bentham, P. y Burbank, D.W. (1996): Chronology of Eocene foreland basin evolution along the western oblique margin of the South-Central Pyrenees. En: Friend, P.F. y Dabrio, C.J. (Eds.), Tertiary basins of

Spain. The stratigraphic record of crustal kinematics. Cambridge University Press, pp. 144-152.

Berggren, W.A., Kent, D.V. y Swisher, C (en prensa): A revised Cenozoic geochronology and Cronostratigraphy. En: Geochronology, time scale and global stratigraphic correlations: A unified temporal framework for an historical geology.

Biosca, J. y Vía, L. (1988): El género Nypa (Palmae) en el Eoceno de la Depresión Central Catalana. Batalleria, 1: pp. 7-23.

Bombita, G. (1984): Le Napocien, vingt ans apres sa definition. Revue de Paléobiologie, 3:2, pp. 209-217.

Bouma, A.H. (1962): Sedimentology of some Flyschs deposits: A graphic approach to facies interpretation. Elsevier, Amsterdam, 168 pp.

Brown, L.F. y Fisher, W.L. (1977): Seismic-Stratigraphic interpretation of depositional systems: examples from Brasil rift and pull-apart basins. En: Payton, C.E. (Ed.), Seismic stratigraphy - applications to hydrocarbon exploration, pp. 213-248.

224

BIBLIOGRAFIA

Burbank, D.W., Puigdefàbregas, C. y Muñoz, J.A. (1992): The

chronology of the Eocene tectonic and stratigraphic development of the

eastern Pyrenean foreland basin, northeast Spain. Geo/ogical Society of

America Bulletin, 104: pp. 1101-1120.

Burns, B. (1992): The stratigraphic response of alluvial depositional

systems to changes in base level-an example from the Ebro basin of

Spain. Tesis doctoral, University of Wyoming. 259 pp.

Cámara, P. y Klimowitz, J. (1985): Interpretación geodinámica de la

vertiente centro-occidental surpirenaica (cuencas de Jaca-Tremp).

Estudios Geológicos, 41: pp. 391-404.

Cande, S.C. y Kent, D.V. (1992): A New Geomagnetic Polarity Time Scale for

the Late Cretaceous and Cenozoic. Journal of Geophysical Research, 9 7: BIO,

pp. 13917-13951.

Cavagnetto, C. y Anadón, P. (1995): Une mangrove complexe dans le

Bartonien du Bassin de l'Ebre (NE de l'Espagne). Palaeontographica,

236: pp. 147-165.

Cavagnetto, C. y Anadón, P. (1996): Preliminary palynological data on

floristic and climatic changes during the Middle Eocene-Early Oligocene

of the eastern Ebro Basin, northeast Spain. Rev. Palaeobot. Palynology.

Choukroune, P. (1976): Structure et evolution tectonique de la zone nord-

pyrénénne (analyse de la deformation dans ime portion de chaine à

schistosité subverticale). Mémoires de la société Géologique de France,

127: pp. 1-116.

Cuevas-Gózalo, M., M.E., D. y Nio, S.D. (1985): Eocene clastic tidal

deposits in the Tremp-Graus basin (provs. of Lérida and Huesca). En:

Mil, M.D. y RoseU, J. (Eds.), 6th European Regional Meeting. IAS, Lérida,

pp. 215-286.

Curray, J.R. (1964): Transgressions and regressions. En: Miller, R.L. (Ed.),

Papers in Marine Geology. Macmillan, New York, pp. 175-203.

Dinares, J. (1992): Paleomagnetisme a les unitats sudpirinenques

superiors. Implicacions estructurals. Tesis doctoral. Universitat de

Barcelona. 461 pp.

Eichenseer, H. (1988): Facies geology of late Maestrichtian to early

Eocene coastal and shallow marine sediments, Tremp-Graus basin,

northeastern Spain. Tesis Doctoral, University of Tubingen. 237 pp.

225

BIBLIOGRAFIA

Embry, A.F. y Johannessen, E.P. (1992): T-R sequence stratigraphy, facies analysis and reservoir disti-ibution in tiie uppermost Triassic-lower Jurassic succession, western Sverdup Basin, Arctic Canada. En: T.O Vorren, E. Bergsager, 0.A. Dahl-Stamnes, E Holter, B. Johansen, E. Lie y Lund, T.B. (Eds.), Arctic Geology and Petrolexim Potential. Norwegian Petroleum Society, Amsterdam, pp. 121-146.

Embry, A.F. (1993):Transgressive-regressive (T-R) sequence analysis of the Jurassic succession of the Sverdup Basin, Canadian Arctic Archipiélago. Canadian Journal of Earth Sciences, 30: pp.301-320.

Embry, A.F. (1994a): Evaluation of sequence types. In: AAPG Hedberg Research Conference. Applications of Sequence Sti-atigraphy to Oil

Field Development, Paris, Embry, A.F. (1994b): Sequence boundaries and sequence hierarchies:

Problems and proposals. En: Sequence stratigraphy: Advances and applications for exploration an production in North West Europe. Norwegian Petroleum Society.

Epstein, S., Buchsbaum, R., Lowenstam, H.A. y Urey, H.C.B. (1951): Carbonate-water isotopic temperature scale. Geol. Soc. Amer. Bull. 62: pp. 417^26.

Esteban, M. y Robles, S. (1976): Sobre la paleogeografía del Cretácico inferior de los Catalánides entre Barcelona y Tortosa. Acta Geológica Hispánica, 11:3, pp. 73-78.

Farrell, S.G. (1984): Slope processes and tectonism in Eocene marine sediments of the Ainsa basin; Spanish Pyrenees. Tesis doctoral, University of Wales.

Farrell, S.G., Williams, G.D. y Atkinson, CD. (1987): Constraints on tiie age of movement of the Montsech and Cotiella thrusts, south central Pyrenes, Spain. Journal of the Geological Society of London, 114: pp. 907-914.

Ferrer (1971): El Paleoceno y Eoceno del borde sur-oriental de la depresión del Ebro (Cataluña). Mém. Suisses de Paléontol., 90: pp. 1-70.

Fonnesu, F. (1983): Estratigrafía física y análisis de facies de la Secuencia de Figols entre el Rio Noguera Pallaresa e Iscles. (Provs. de Lérida y Huesca). Tesis Doctoral, Universitat Autònoma de Barcelona. 317 pp.

Fontbote, J.M. (1954): Las relaciones tectónicas de la depresión del Vallés-Penedés con la cordillera prelitoral y con la depresión del Ebro, R. Soc. Esp. Hist. Nat. Tomo homenaje Prof. E. Hernández Pacheco. Madrid, pp. 281-310.

226

BIBLIOGRAFIA

Frazier, D.E. (1974): Depositional episodes: their relationship to the quaternary stratigraphic framework in the northwestern portion of the Gulf basin". Bur, Econ. Geo!., Geologic Circular, 74-1:28 pp.

Galloway, W.E. (1989a): Genetic Stratigraphic Sequences in Basin Analysis I: Architecture and Genesis of Floodiag-Surface Bounded Depositional Units. The American Association of Petroleum Geology Bulletin, 73: 2, pp. 125-142.

Galloway, W.E. (1989b): Genetic Stratigrphic Sequences in Basin Analysis II: Application to Northwest Gulf of Mexico Cenozoic Basin. The American Association of Pea-oleum Geology Bulletin, 73:2, pp. 143-154.

Garrido Megías, A. (1973): Estudio geológico y relación entre tectónica y sedimentación del Secundario y Terciario de la vertiente meridional pirenaica en su zona central (prov. de Huesca y Lérida), Tesis doctoral, Universidad de Granada.

Guimerà, J. (1984): Palaeogene evolution of deformation in the northeastern Iberian Peninsula. Geological Magazine, 121:5, pp. 413-

420. Guimerà, J. (1988): Estudi estructural de l'enllaç entre la Serralada Ibérica

i la Serralada Costanera Catalana. Tesis doctoral, Universitat de Barcelona. 600 pp.

Guiraud, M. y Séguret, M. (1985): A releasing solitary overstep model for the late Jurassic-early Cretaceous (Wealdian) Soria strike-slip basin (northern Spain). En: Christie-Buck, K.T.B.. (Ed.), Strike-Slip Tectonics and sedimentation, pp. 159-175.

Haq, B.U., Hardenbol, J. y Vail, P. (1987): Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic. Science, 235: pp. 1156-1167.

Haq, B.U., Hardenbol, J. y Vail, P. (1988): Mesozoic and Cenozoic chronostratigraphy and Eustatic cycles. En: C. K. Wilgus, B.S.H., C. G. Kendall, H. Posamentier, C. A. Ross y J. C. Van Wagoner (Eds.), Sea-Level changes: an integrated approach. Soc. Econ. Paleont. Mineral, pp. 71-108.

Haq, B.U. (1991): Sequence stratigraphy, sea-level change, and significance for the deep sea. En: Macdonald, D.I.M. (Ed.), Sedimentation, Tectonics and Eustasy. pp. 3-39.

Hardenbol, J., Vail, P.R. y Ferrer, J. (1981): Interpreting paleoenvironments, subsidence history and sea-level changes of pasive margins from seismics and biostratigraphy. En: R. Blanchert y Montadert, I. (Eds.), Geology of continental margins: International Geological Congress proceedings, pp. 33-44.

227

BIBLIOGRAFIA

Harland, W.B., Armstrong, R.L., Cox, A.V., Craig, L.E., Smith, A.G. Smith, D.G. (1990): A geologic time sécale 1989. Cambridge University

Press, Cambridge, 263 pp. Haseldonckx, P. (1972): The presence of Nypa palms in Europe: a solved

problem. Geologie en Mi/nbouw, 51: pp. 645-650. Haseldonckx, P. (1973): The palynology of some Paleogene deposits

between the Rio Esera and the Rio Segre, Southern Pyrenees, Spain. Leisde Geologische Mededelingen, 49: pp. 145-165.

Hedberg, H.D. (1976): International Stratigraphic Guide: a guide to stratigraphic classification, terminology, and proceduj-e. 207 pp.

Helland-Hansen, W. (1994): Sequence stratigraphy theory: remarks and recommendations. En: Steel, R.J., Fait, V., Johannessen, E.P. y Mathieu, C. (Eds.), Sequence Stratigraphy: Advances and Applications for Exploration and Production in North West Europe. Norwegian Petroleum Society Special Publication, pp. 13-21.

Helland-Hansen, W. y Martinsen, O. (en Prensa): Shoreline trajectories and sequences: a description of variable depositional-dip scenarios. Journal of Sedimentary research. Section B,

Hottinger, L. (1960): Recherches sur les Alvéolines du Paléocène et de l'Eocène. Mém. Suisses PaleontoL, 75-76:243 pp.

Hunt, D. y Tucker, M.E. (1992): Stranded parasequences and the forced regressive wedge systems trac: deposition during base level fall. Sedimentary Geology, 81: pp. 1-9.

Ingles, M. y Anadón, P. (1991): Relationship of clay minerals to depositional environments in the non-marine Eocene Pontils Group, SE Ebro basin (Spain). Journal of Sedimentary Petrology, 61: pp. 926-939.

Jervey, M.T. (1988): Quantitative geological modeling of siliciclastic rock sequences and their seismic expression. En: CK. Wilgus, B.S.H., C.G.St.C. Kendall, H.W. Posamentier, CA. Ross and J.C. Van Wagoner. (Eds.), Sea-level changes: An Integrated approach, pp. 47-70.

Jervey, M.T. (1993): Siliciclastic sequence development in Foreland Basins, with examples from the Western Canada Foreland Basin. En: Leckie, R.W (Ed.), Foreland Basins and Fold Belts, pp. 47-80.

Johnson, J.G., Klapper, G. y Sandberg, CA. (1985): Devonian eustatic fluctuations in Euramerica. Geological Society of America Bulletin, 96: pp. 567-587.

228

BIBLIOGRAFIA

Julià, R. y Santanach, P. (1984): Estructuras en la salbanda de falla paleógena de la falla del Vallés-Penedés (Cadenas Costeras Catalanas): su

relación con el deslizamiento de la falla. En: I Congreso Español de Geologia, ni: pp. 47-59. Krumbein, W.C. y Sloss, L.L. (1963): Stratigraphy and sedimentation.

W.H. Freeman (Ed.). 660 pp. Livermore, R.A. y Smith, A.G. (1985): Some boundary conditions for the evolution of the Mediterranean Region. En: Stanley, D.J. y Wezel, J.C. (Eds.), Geological evolution of the Mediterranean Basin. Springer- Verlag, Berlin, pp. 83-l(X). Losantes, M., Berastegui, X., Muñoz, J.A. y Puigdefàbregas, C. (1988): Corte geológico cortical del Pirineo central (Perfil ECORS): Evolución

geodinámica de la cordillera pirenaica. In: II Congreso geológico de España, Granada, Simposios: pp. 7-16.

Loutit, T.S., Hardenbol, J., Vail, P.R. y Baum, G.R. (1988): Condensed sections: The key to age determination and correlation in continental margin sequences. En: Wilgus, CK. et al. (Eds.), Sea-level Changes: An integrated approach, pp. 183-213.

Lowe, D.R. (1982): Sediment gravity flows: IL Depositional models with special reference to the deposits of high-density turbidity currents. Journal of Sedimentary Petrology, 52: pp. 279-297.

Lopez-Bianco, M., Marzo, M., Santaeulària, T. y Chassard, A. (1990): Etude géologique sur le Gres de Roda: données préliminaires. Universitat de Barcelona-EIF Aquitaine. Informe confidencial,

López-Blanco, M. (1991): Estratigrafía y sedimentología del sector occidental del abanico costero de San Llorenç del Mimt al Este de Sant Vicenç de Castellet (Eoceno, Cuenca de Antepaís suîrenaica). Tesis de licenciatura, Universitat de Barcelona. 135pp. ^

López-Blanco, M., Marzo, M., Santaeulària, T., Chassard, A. ^y Puigdefàbregas, C. (1991): Étude géologique sur le Gres de Roda.

Universitat de Barcelona-EIF Aquitaine. Informe confidencial. López-Blanco, M. (1993): Stratigraphy and sedimentary development of the

sant Llorenç del Munt fan-delta complex (Eocene, southern pyrenean foreland basin, northeast Spain). En: R.J. Steel,y L. Frostick (Eds.), Tectonic Controls and Signatures in Sedimentary successions. IAS Special PubUcaton (20). pp. 67-88.

229

BIBLIOGRAFIA

López-Blanco, M. y Solé de Porta, N. (1993): Palinomorfos del Triásico Superior resedimentados en los materiales marinos eocenos de Sant Llorenç del Mtmt (cuenca del Ebro, NE de España). Acta Geológica Hispánica, 28:4, pp. 5-13.

López-Blanco, M. (1994): Estructuras contractivas de la Cordillera Prelitoral Catalana entre las sierra de Les Pedritxes y el río Ripoll, evolución y relación con los depósitos del margen de la cuenca del Ebro. Geogaceta, 16: pp. 43-46.

•V López-Blanco, M., Pina, J. y Marzo, M. (1994): Diferentes estilos de organización secuencial en depósitos de abanico aluvial y abanico costero lateralmente relacionados (Sant Llorenç del Munt, Eoceno, cuenca de antepaís surpirenaica). Geogaceta, 15: pp. 49-51.

•^Z-López-Blanco, M. y Pina, J. (1995): Análisis de tres órdenes de ciclicidad transgresivo-regresiva sobreimpuestos a un complejo de abanico costero (Sant Llorenç el Munt, Eoceno, Cuenc del Ebro, NE de España). En: M. Aureli y A.Meléndez (Eds.), Comunicaciones Xin Congreso Español de Sedimentología, Teruel, Universidad de Zaragoza,: pp. 69-70.

López-Blanco, M., Marzo, M., Burbank, D.W., Vergés, J., Roca, E., Anadón, P. y Pina, J. (en Prensa): Tectonic and climatic controls on the

development of large, foreland fan-deltas: Montserrat and Sant Llorenç del Munt Systems (Middle Eocene, Ebro basin, NE Spain). Sedimentary Geology,

Martinius, A.W. (1991): Growth rates and population dynamics in Crassostrea cf. rarilamella from the Lower Eocene Roda Formation (southern Pyrenees, Spain). Geologie en M/nbouw, 70: pp. 59-73.

Martinsen, O.J. y Heiland-Hansen, W. (1995): Strike variabihty of clastic depositional systems: Does it matter for sequence-stratigraphic analysis? Geology, 23:5, pp. 439-442.

Martinez, A., Vergés, J. y Muñoz, J.A. (1986): Secuencias de propagación del sistema de cabalgamientos de la terminación oriental del manto del Pedraforca y relación con los conglomerados sinorogénicos. Acta Geológica Hispànica, 23:2, pp. 119-128.

> Marzo, M. y Anadón, P. (1988): Anatomy of a conglomeratic fan-delta complex: the Eocene Montserrat conglomerate, Ebro Basin, northeastern Spain. En: RJ. Stee 1 y W. Nemec (Eds.), Fan deltas and Related systems. Sedimentology and Tectonic Settings. Blackie Publishing Group, pp. 318-340.

230

BIBLIOGRAFIA

Mattauer, M. y Séguret, M. (1971): Les relations entre la chaine des

Pyrenees et le golfe de Gascogne. En: Histoire structurale du Golfe de

Gascogne. Ed. Technip, Paris, pp. 1-24.

Mattauer, M. y Henry, J. (1974): The Pyrenees. En: Spencer, A.M. (Eds.),

Mesozoic and Cenozoic orogenic belts, data for orogenic studies. Spec.

Pubis. Geol. Soc. London, pp. 3-21.

Mc Rae, L.E. (1990): Paleomagnetic isochrons, unsteadiness, and non-

uniformity of sedimentation in Miocene fluvial strata of the Siwalik

Group, northern Pakistan. Journal of Geoiogy, 98: pp. 433-456.

Mey, P.H.W., Nagtegaal, P.J.C., Roberti, K.J. y Hartevelt, J.A. (1968):

Lithostratigraphic subdivision of post-Hercinian deposits in the south-

central Pyrenees, Spain. leidseGeoi.Meded., 41: pp. 221-228.

Miall, A.D. (1991): Stratigraphic sequences and their chronoestratigraphic

correlation. Journal of Sedimentary Petrology, 61: pp. 497-505.

Miall, A.D. (1992): Exxon global cycle chart: an event for every ocassion?

Geology, 20: pp. 787-790.

Mitchum, R.M. (1977): Glossary of terms used in seismic stratigraphy. En:

Payton, C.E. (Eds.), Seismic stratigraphy: Application to Hydrocarbon

Exploration, pp. 205-212.

Mitchum, R.M. y Van Wagoner, J.C. (1991): High-Frequency sequences

and their stacking patterns: sequence stratigraphic evidence of high-

frequency eustatic cycles. Sedimentary Geology, 70: pp. 131-160.

Muñoz, J.A., Martínez, A. y Vergés, J. (1986): Thrust sequences in the

eastern Spanish Pyrenees. Journal of Structural Geology, 8: pp. 399-

405.

Muñoz, J.A. (1992): Evolution of a continental collission belt. ECORS-

Pyrenees crustal balanced cross-section. En: McClay, R.K. (Ed.), Thrust

tectonics. Chapman & Hall, Londres, pp. 235-246.

Mutti, E., Rosen, J., Allen, G.P., Fonnesu, F. y Sgavetti, M. (1985):

The Eocene Baronía tide dominated delta-shelf system in the Ager

basin. En: IAS 6th European regional meeting Excursion gtiide-book ,

Lérida, pp. 579-600.

Mutti, E., Seguret, M. y Sgavetti, M. (1988): Sedimentation and

deformation in the Tertiary sequences of the southern Pyrenees. Inst.

Geol. Univ. Parma, Special Public, 157 pp.

Nemec, W. y Steel, R.J. (1987): What is a fan delta and how to recognize it?

En: Nemec, W. y Steel, R.J. (Eds.), Fan Deltas: Sedimentology and Tectonic

Settings.

231

BIBLIOGRAFIA

Nijman, W. y Nio, S.D. (1975): The Eocene Montañana delta. En: (Eds.), Sedimentary Evolution of the Paleogene South Pyrenean Basin. IXth Congr. Int. Assoc. Sedimento!., Excursion Guide 19.

Nio, S.D. (1976): Marine transgression as a factor in the formation of sandwave complexes. Geol. Mijnbouw, 55:1-2, pp. 18-40.

Nio, S.D. y Yang, CS. (1991): Sea-level fluctuations and the geometric variability of tide-dominated sandbodies. Sedimentary Geology, 70, pp. 161-193.

North American Commission on Stratigraphic Nomenclature (1983): North American Stratigraphic Code. A.A.P.G. Bulletin, 67:841,875. Nummedal, D. y D.J.P., S. (1987): Transgressive stratigraphy at

sequence-bounding unconformities: some principles derived from Holocene and Cretaceous examples. En: D. Nummedal, O.H. et al. (Eds.), Sea-level fluctuation and coastal evolution, pp. 241-260.

Olivet, J.L., Bonin, J., Beuzart, P. y Auzende, J.M. (1984): Cinematique de I'Atiantique nord et central. Informe interno del Centre National pour I'exploration des oceans.

Palli, L. (1972): Estratigrafía del Paleógeno del Empordà y zonas limítrofes. Publ. Geol. Univ. Autón. Barcelona, 1: 338 pp.

Payton, C.E.(editor) (1977): Seismic Stratigraphy: Applications to Hydrocarbon Exploration. American Association of Petroleum Geologists memoir. (26). 516 pp.

Piatt, N.H. y Wright, V.P. (1992): Palustrine carbonates and the Florida Everglades: towards an exposure index for the fresh-water environment. Journal of Sedimentary Petrology, 52: pp. 1058-1071.

Pocovi, A. (1978): Estudio geológico de las Sierras Marginales Catalanas (Prepirineo de Lérida). Tesis doctoral, Universitat de Barcelona.

Pomar, L. (1991): Reef geometries, erosion surfaces and high-frequency sea level-changes, Upper Miocene Reef Complex, Mallorca, Spain. Sedimentology, 38:243-269.

Pomar, L. (1993): High-Resolution Sequence Stratigraphy in Prograding Miocene Carbonates: Application to Seismic Interpretation. En: Loucks, R. y Sarg, R. (Eds.), Recent advanves and applications of carbonate sequence stratigraphy.

Pomar, L. y Ward, W.C. (1994): Response of a lateNôcene Mediterranean reef platform to high-frequency eustasy. Geoiogy, 22: pp. 131-134.

232

BIBLIOGRAFIA

Posamentier, H.W., Jervey, M.T. y Vail, P.R. (1988): Eustatic controls on clastic deposition I- Conceptual framework. En: CK. Wilgus, B.S. Hastings, C.G.St,C. Kendall, H.W. Posamentier, CA. Ross y Van Wagoner., J.C (Eds.), Sea-level changes: An Integrated approach, pp. 110-124.

Posamentier, H.W. y Vail, P.R. (1988): Eustatic controls on clastic deposition n- Sequence and Systems tract models. En: CK. Wilgus, B.S. Hastings, C.G.St.C. Kendall, H.W. Posamentier, CA. Ross y Van Wagoner, J.C. (Eds.), Sea-level changes: An Integrated approach, pp. 125-154.

Posamentier, H.W., Allen, G.P. y James, D.P. (1992a): High resolution sequence stratigraphy-the East Coulee Delta, Alberta. Journal of Sedimentary Geology, 62:2, pp. 310-317.

Posamentier, H.W., Allen, G.P., James, D.P. y Tesson, M. (1992b): Forced regressions in a sequence stratigraphic framework: concepts, examples and exploration significance. American Association of Petroleum Geologists Bulletin., 76: pp. 1687-1707.

Posamentier, H.W. y Weimer, P. (1993): Siliciclastic Sequence Stratigraphy and Petroleum Geology-Where from here? American Association of Petroleum Geologists Bulletin.77:5,pp.731-742.

Posamentier, H.W. y James, D. (1993): An overview of sequence-stratigraphic concepts: uses and abuses. En: H.W. Posamentier, CP. Summerhayes, B.U. Haq y Allen, G.P. (Eds.), Sequence Stratigraphy and Facies Associations. Blackwell scientific publications, pp. 3-18.

Posamentier, H.W., Morris, W.R., Bhattacharya, J.P., Kupecz, J.A., Loomis, K.B., Lopez-Bianco, M., Wu, C , Kendall, B., Landis, CR., Spear, D.B. y Thompson, P.R. (1995): Panther Tongue Sandstone

Outcrop Case Study I: Regional Sequence Stratigraphic Analysis. En:, 1995 Annual Convention of the American Association of Petroleum Geologists, Houston, Texas, EEUU, pp. 77A.

Puigdefàbregas, C, Rupke, N. y Solé-Sedó, J. (1975): The sedimentary evolution of the Jaca basin. In: Rosell, J. y Puigdefàbregas, C (Eds,), IAS 9th International congress, Nice, Sedimentary evolution of the Paleogene South Pyrenean basin: pp. 1-33.

Puigdefàbregas, C y Souquet, P. (1986): Tectosedimentary cycles and depositional sequences of the Mesozoic and Tertiary from the Pyrenees. Tectonophysics, 129: pp. 173-203.

Puigdefàbregas, C, Muñoz, J.A. y Marzo, M. (1986): Thrust belt developement in the eastern pyrenees and related depositional sequences in the southern foreland basin. IAS Special Publication (8), pp. 229-246.

233

BIBLIOGRAFIA

Puigdefàbregas, C , Nijman, W., Muñoz, J,A,, CoUison, J., Cuevas, J.L.,

Dreyer, T., Marzo, M., Meliere, D., Mercadé, L. y Vergés, J. (1989):

Alluvial deposits of the successive foreland basin stages and their

relation to the pyrenean thrust sequences. Guidebook of the 4th

International Conference on Fluvial Sedimentology, Servei Geològic de

Catalunya, Barcelona, 176 pp.

Rasmussen, H. (1993): Sedimentology and high-frequency sequence

stratigraphy of transgressive fan-delta deposits: Sant Uorenç del Munt

fan-delta complex, SE Ebro Basin, NE Spain. Tesis de licenciatura,

Universitet i Bergen. 136 pp.

Riba, O. (1976): Syntectonic unconformities of the Alto Cardener, Spanish

Pyrenees: a genetic interprtetation. Sedimentary Geology, 15: pp. 213-

233.

Riba, O. (1992): Las secuencias oblicuas en el borde Norte de la Depresión del

Ebro en Navarra y la Discordancia de Barbarin. En: Colombo, F. (Ed.), Acta

Geológica Hispánica (27) Homenaje a Oriol Riba. Barcelona, pp. 55-68.

Roca, E, y Guimerà, J. (1992): The Neogene structxu-e of the eastern

Iberian margin: structural constraints on the crustal evolution of the

Valencia trough (western Mediterranean). En: Santanach,.P. (Ed.),

Geology and Geophysics of the Valencia Trough, Western

Mediterranean. Elsevier, Amsterdam, pp. 203-218.

Roca, E. (1992): L'estructura de la conca catalano-balear: paper de la

compressió i de la distensió en la seva gènesi. Tesis Doctoral,

Universitat de Barcelona. 330.pp.

Roest, W.R. y S.P., S. (1991): Kinematics of the plate boundaries between

Eurasia, Iberia and Africa in the Late Cretaceous to the present.

Geology, 19: pp. 613-616

Rosell, J., Ferrer, J. y Luterbacher, H.P. (1973): El Paleógeno marino

del NE de España. In: (Eds.), Xni Col. Europ, Micropaleontologia,

ENADIMSA, pp. 29-62.

Salas, R. (1979): El sistema arrecifal del Eoceno superior de la cuenca de

Igualada, Barcelona. Tesis de licenciatura, Universitat de Barcelona. 196

pp. Salas, R. (1987): "El Malm i el Cretaci inferior entre el Massís del Garraf i la

Serra d'Espadà. Tesis doctoral, Universitat de Barcelona. 345 pp.

Samsó, J.M. (1988): Estudi sedimentològic i biostratigràfic de la Formació St.

Esteve del Mall. (Eocé, conca Tremp-Graus). Tesis de Licenciatura,

Universitat de Barcelona. 540 pp.

234

BIBLIOGRAFIA

Santisteban, C. y Taberner, C. (1983): Shallow marine and continental conglomerates derived from coral reef complexes after desiccation of a deep marine basin: the Tortonian-Messinian deposits of the Fortuna Basin, south east Spain. Joum. Geol. Soc. London, 140: pp. 401-411.

Schaub, H. (1973): La sección de Campo (prov. de Huesca). Xn Coloquio Eur. Micropal. España, pp. 151-158.

Schaub, H. (1981): Nummulites et Assilines de la Tethys Paléogène. Taxinomie, Phylogenese et biostratigraphie. Mém. Suïsses Paleontol., 104-106:236.

Seguret, M. (1972): Etude tectonique des nappes et series decollées de la Partie centrale du versant Sud des Pyrenees. Publ. USTELA, Montpellier, Ser. Geol. Struct, 1: pp. 1-155.

Serra-Kiel, J. (1981): Estudi sobre la sistemàtica, filogenia, biostratigrafia i paleobiologia dels Nummulites del grup N.Pemotus-N.Perforatus (Conca Aquitania, Catalana i Balear). Tesis doctoral, Universitat de Barcelona. 416 pp.

Serra-Kiel, J. (1982): Contribució a la paleobiologia dels Nummulites. Butll. Inst Cat Hist. Nat., 48: pp. 19-29.

Serra-Kiel, J., Canudo, J.L, Dinares, J., Molina, E., Ortiz, N., Pascual, J.O., Samsó, J.M. y Tosquella, J. (1994): Cronoestratigrafi'a de los ,

sedimentos marinos del Terciario inferior de la Cuenca de Graus-Tremp Zona Central Surpirenaica). Revista de la Sociedad Geológica de España., 7: 3-4, pp. 273-297.

Serra-Kiel, J. y Travé, A. (1995): Lithostratigraphic and chronostratigraphic framework of the Bartonian sediments in the Vic and Igualada areas. En: A. Perejón y Busquets, P. (Eds.), VII International symposium on fossil cnidaria and porifera Field trip C: Bioconstructions of the Eocene South pyrenean foreland basin (Vic and Igualada areas) and the upper Cretaceous south central pyrenees (Tremp area).

Serra-Kiel, J., Hottinger, L., Drobne, K., Ferrández, C , Less, G., Jauhri , A.K., Pignatti, J., Samsó, J.M., Schaub, H., Sirel, E., Tambareau, Y,, Tosquella, J. y Zakrevskaya, E. (en prensa): Benthic

Foraminifera from Paleocene and Eocene. En: (Eds.), Mesozoic-Cenozoic Sequence Stratigraphy of European Basins.

Shackleton, N.J. y Kennett, J.P. (1975): Paleotemperature history of the Cenozoic and the initiation of Antarctic galaciation: oxygen and carbon isotope analyses in DSDP Sites 277, 279, and 281. Deep Sea DrilUng Project.

235

BIBLIOGRAFIA

Simó, A. (1985): Secuencias deposicionales del Cretácico superior de la Unidad del Montsec (Pirineo central). Tesis doctoral, Universitat de Barcelona.

Souquet, P. (1967): Le Crétacé superieur sud-pyreneen en Catalogne, Aragón et Navarre. Tesis doctoral, Toulouse.

Souquet, P. y Déramond, J. (1989): Sequence de chevauchements et sequences de dépòt dans un bassin d'avant-fosse. Exemple du sillón crétacé du vessant sud des P3a-énées (Espagne). C. R. Ac. Sc. Paris, 309: Sér. II, pp. 137-144.

Spetch, M., Déramond, J. y Souquet, P. (1991): Relations tectonique-sédimentation dans les bassins d'avant-pays: utilisation des surfaces isochrones comme marqueurs de la deformation. Bull. Soc. Géol. France, 162:3, pp. 553-562.

Steel, R.J. (1988): Coarsening-upward and skewed fan bodies: symptoms of strike-slip and transfer fault movement in sedimentary basins. En: .R.J Steel, W. Nemec (Eds.), Fan Deltas: Sedimentology and Tectonoc settings. Blackie and son, Glasgow y Londres, pp. 75-83.

Swift, D.J.P. (1968): Coastal erosion and transgressive stratigraphy. Journal of Geology, 76:444-456.

Tosquella, J. (1988): Estudi sedimentològic i biostratigràfic de la Formado Gresos de Roda (Eocè, conca Tremp-Graus). Tesis de licenciatura, Universitat de Barcelona. 540 pp.

Tosquella, J. (1995): Hs Nummulitinae del Paleocè-Eocè inferior de la conca sudpirinenca. Tesis doctoral. Universitat de Barcelona. 581 pp.

Travé, A. (1988): Estratigrafía i sedimentologia dels dipòsits deltaics de l'Eocè mitjà-superior al sector de Manresa. Tesis de licenciatura. Universitat de Barcelona. 85 pp.

Ubach, J. (1990): Geologia de los materiales Paleozoicos de las Escamas de la Cordillera prelitoral catalana al Este del río Uobregat. Acta Geológica Hispánica, 25:1-2, pp. 113-121.

Vail, P.R., Mitchum, R.M.J., Todd, R.G., Widmier, J.M., Thompson, S., Sangree, J.P. y Bubb, J.N. (1977): Seismic stratigraphy and global

changes of sea level. En: Payton, C.E. (Ed.), Seismic Stratigraphy-Applications to hydrocarbon Exploration, pp. 49-212.

Vail, P.R., Hardenbol, J. y Todd, R.G. (1984): Jurassic unconformities, chronostratigraphy, and sea level changes from seismic stratigraphy and biostratigraphy. En: Schlee, J.S. (Ed.), Interregional unconformities and hydrocarbon accumulation, pp. 129-144.

236

BIBLIOGRAFIA

Vail, P.R. (1987): Seismic stratigraphy interpretation using sequence stratigraphy. Part 1: Seismic stratigraphy interpretation procedure. En: Bally, A.W. (Ed.), Atías of Seismic Stratigraphy, pp. 1-10.

Vail, P.R., Audemard, F., Bowman, S.A., Eisner, P.N. y Pérez-Cruz, C. (1991): The stratigraphic signatures of tectonic, eustasy and sedimentology- an

overview. En: G. Einsele. (Ed.), Cycles and events in stratigraphy. Springer-Verlag, New York, pp. 611-659.

Van Eden, J.G. (1970): A reconnaissance of deltaic environment in the Middle Eocene of the south-central Pyrenees, Spain. Geol. Mijnbouw, 49: 2, pp. 145-157.

Van Hinte, J.E. (1978): Geohistory analysis: Application of micropaleontology in exploration geology. 62: pp. 201-222.

Van Wagoner, J .C, Mitchum, R.M.J., Posamentier, H.W. y Vail, P.R. (1987): Seismic stratigraphy interpretation using sequence stratigraphy.

Part 2: Key definitions of sequence stratigraphy. En: Bally, A.W. (Ed.), Atias of Seismic Stratigraphy. Am.Assoc.Petrol. Geol, pp. 11-14.

Van Wagoner, J.C, Posamentier, H.W., Mitchum, R.M.J,, Vail, P.R., Sarg, J.F., Loutit, T.S. y Hardenbol, J. (1988): An overview of the

fundamentals of sequence stratigraphy and key definitions. En: Ch. K. Wilgus, B.S. Hastings, Ch. G. St, C. Kendall, H.W. Posamentier, Ross, CA. y Van Wagoner, J.C. (Eds.), Sea-level changes: an integrated approach. Soc. Econ. Paleont. and Mineral, pp. 39-45.

Van Wagoner, J .C, Mitchum, R.M.J., Campion, K.M. y Rahmanian, V.D, (1990): Siliciclastic sequence stratigraphy in well logs, cores and

outcrop. A.A.P.G., Methods in exploration, 7: Velasque, P.C. y Ducasse, L. (1986): Tectonique et sedimentation dans la

couverture crétacé des Pyrenees occidentales. Arguments en faveur de la subduction de la plaque ibérique sous la plaque européene. C. R. Ac. Sc. Paris, Ser. II: 302, pp. 1477-1482.

Vergés, J. y Martínez, A. (1988): Corte compensado dl Pirineo Oriental: Geometría de las cuencas de antepaís y edades de emplazamiento de los mantos de corrimiento. Acta Geológica Hispánica, 23:2,pp. 95-105.

Vergés, J. y Muñoz, J.A. (1990): Thrust sequences in the southern central Pyrenees. Bull, Soc. Geol. France., 8: IV, 2, pp. 265-271.

Vergés, J. (1993): Estudi tectonic del vessant sud del Pirineu oriental i central. Evolució cinemática en 3-D. Tesis doctoral. Universitat de Barcelona. 203 pp.

237

BIBLIOGRAFIA

Vergés, J. y Burbank, D.W. (1996): Eocene-Oligocene thrusting and basin configuration in tiie eastern and central Pyrenees (Spain). En: C.J. Dabrio y P. Friend. (Eds.), Tertiary basins of Spain. Cambridge Press., Cambridge, pp. 120-133.

Walker, R.G. (1990): Facies modeling and sequence stratigraphy. Journal of Sedimen tary Petrology, 60: pp. 777-78 6.

Williams, G.D. y Fisher, M.W. (1984): A balanced section across the pyrenean orogenic belt. Tectonics, 3:7, pp. 773-780.

Wright, V.P. y Platt, N.H. (1995): Seasonal wetiand sequences and dynamic catenas: a re-apprisal of palustrine limestones. Sedimentary Geoiogy, 99: pp. 65-71.

Yang, CS. y Nio, S.D. (1989): An ebb-tide delta depositional model - a comparison between the modem Eastern Scheldt tidal basin (southwest Netherlands) and the Lower Eocene Roda Sandstone in the southern Pyrenees (Spain). Sedimenraiy Geoiogy, 64: pp. 175-196.

Yapaudjian, L. (1984): Dimes sous-marines (sandwaves) de base de la transgression Tertiaire de Roda. ENSPM. Formation Industrie,

Zachos, J.C., Lohmann, K.C., Walker, J.C.G. y Wise, S.W. (1993): Abrupt Climate Change and Transient CUmates During the Paleogene: A Marine Perspective. The Joiunal of Geology, 101: pp. 191-213.

Zachos, J.C, Lowell, D.S. y Kyger, C.L. (1994): Evolution of early Cenozoic marine temperatures. Paleoceanography, 9: 2, pp. 353-387.

Zamarreflo, I., Anadón, P. y Utrilla, R. (Submitted): Sedimentology and isotopic composition of Lower Paleogene non-marine microbialites, Eastern Ebro Basin, NE Spain.

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estratigrafia secuencial