Subunidad 2.2: Este ciclo está formado por un tramo arenoso basai y un tramo carbonático superior. Las capas arenosas presentan una morfología ondulada con bases ero
sivas, laminación paralela, laminación cruzada, “climbing ripples” y alguna rizocreción. Hacia el techo, las arenas presentan una composición más carbonática. Este tramo arenoso disminuye de potencia hacia el norte y se convier
te en un tramo limoso con alguna pequeña intercalación arenosa. Estas arenas representan depósitos deltaicos lacus
tres. A techo de este tramo afloran arcillas grises y arenas carbonáticas que se sedimentarían durante la expansión del sistema lacustre.
Subunidad 2.3: Esta subunidad tiene un carácter domi
nantemente lacustre con arcillas blancas y grises, carbona
tos y arenas carbonáticas. Este tramo, a diferencia de los anteriores tramos carbonáticos, tiene una potencia conside
rable. Esta subunidad representa la expansión más impor
tante del sistema lacustre dentro de la unidad Omells.
Aparecen algunas intercalaciones de arenas con muy poca continuidad lateral, producto de pequeñas avenidas esporá
dicas. Hacia la parte norte del sistema aparecen unas arci
llas rojas.
CONCLUSIONES
La unidad Omells representa una expansión generaliza
da del sistema lacustre condicionada por una variación cli
mática a gran escala. El tramo inferior de la unidad está representado por materiales continentales depositados en un ambiente de llanura aluvial y por facies arenosas de carácter fluvial. Este tramo indica el momento de máxima retracción del sistema lacustre. El tramo medio está repre
sentado por depósitos deltaicos lacustres y el tramo supe
rior está formado por depósitos lacustres predominante
mente carbonáticos. La culminación carbonática de la uni
dad Omells representa el momento de máxima expansión del sistema lacustre.
Dentro de la unidad Omells (sistema lacustre Les Garrigues) se pueden diferenciar varias unidades y subuni
dades. Estas unidades y subunidades corresponden a ciclos de distinto orden que están constituidos por un tramo infe
rior de arenas y arcillas rojas y un tramo superior de arci
llas grises y carbonatos.
Cada una de las diferentes unidades y subunidades representan pequeñas pulsaciones climáticas. En los perío
dos más húmedos, representados por tramos carbonáticos, el sistema lacustre se expande mientras que en los períodos más secos y áridos, representados por arenas y arcillas rojas, este se retrae.
REFERENCIAS
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Microficha, 353 p.
Geotemas 1(2), 2000
Caracterización de las unidades tectosedimentarias paleógenas de la Cuenca de Almazán
A. Maestro-González, A. Casas-Sainz y A.L. Cortés-Gracia
Area de Geodinámica. Departamento de Geología. Plaza San Francisco s/n. 50009 Zaragoza, [email protected]
ABSTRACT
The Almazàn Basin, showing an overall synclinal geometry, is one o f the most subsiding areas during the Tertiary in the inner part o f the Iberian plate, with more than 3500 m o f preserved Tertiary non-marine sediments. They are arranged in four Paleogenes tectonosedimentary units (A I to A4), bounded by unconformities at the basin borders. The deposits are conglomerates, sandstones, shales and lacustrine limestones, associated to alluvial fans, most o f them sourced at the northern basin border. The maximum thickness o f units A l to A4 are 500 m, 2000 m, 1100 m, and 400 m, respectively. The age o f the first three units (A l to A3) ranges from the Late Eocene (Headonian, near the top o f A l ) to the Early M iocene (Agenian, base o f A4).
Keywords: tectosedimentary units, paleogene, Almazan basin
La Cuenca de Almazán se situada en el extremo NW de la Cordillera Ibérica (Fig. 1A). Se trata de una depresión sedimentaria sinclinal generada en régimen compresivo que ocupa una extensión de algo más de 4000 km2. El relle
no de la cuenca muestra una geometría sintectónica, con espesores de 3500 m en el centro, decreciendo muy rápida
mente hacia el S. Hacia el N, el conjunto de espesores de las series del Terciario decrecen más gradualmente.
La escasez de fósiles en estos materiales hace que no sea fácil establecer una división cronoestratigráfica de los mismos, para lo cual es preciso acudir al estudio de sus relaciones estratigráficas. Los estudios realizados sobre la aplicación del análisis tecto-sedimentario en el sentido de Garrido Megías (1973) y González et al. (1988), utilizan como criterios básicos la presencia de rupturas sedimenta
rias que tengan validez regional y la evolución de los siste
mas de depósito integrantes.
METODOLOGÍA UTILIZADA PARA LA DEFINI
CIÓN DE LAS UTS
Pueden distinguirse desde el Eoceno inferior hasta el Mioceno inferior cuatro UTS, definidas a partir de discor
dancias en los bordes de cuenca y sus conformidades corre
lativas. Dado que el límite N de la cuenca es erosivo, en él sólo se conservan las discordancias asociadas a las unida
des superiores. En las unidades básales las UTS se definen a partir de relaciones geométricas establecidas a partir del estudio de perfiles sísmicos (ojflap-onlap, Riba, 1976) (Fig. IB).
UTS A l
Aflora en el borde septentrional y oriental de la cuenca (Fig. IB). La litología dominante son lutitas y calizas lacustres, con depósitos de grano grueso asociados con abanicos aluviales cortos provenientes de la Rama Aragonesa. Posee más de 700 m de espesor en el borde N de la cuenca y se acuña cerca del centro, disponiéndose en onlap al S, sobre los materiales del Cretácico superior (Fig.
1C). En su techo se encuentran los yacimientos de verte
brados de Mazaterón y Deza que Jiménez et al. (1989) y Peláez-Campomanes et al. (1989) datan como Headoniense (MP17) (Fig. 2). Su base se sitúa en discor
dancia o paraconformidad sobre diversos términos de la serie cretácica, cuyo techo conserva restos del desarrollo de una incipiente karstificación, donde se observa la altera
ción del sustrato carbonático y la formación de complejos niveles de caliches edáficos, que Armenteros (1989) sitúa entre el Cretácico terminal-Eoceno medio.
utsa2
Aflora a lo largo de todo el borde E y N de la cuenca, desde Soria hasta Alhama de Aragón (Fig. IB). Se le ha asignado una edad Suevisiense al correlacionarla con el techo de la UTS II de Carballeira y Pol (1989). Esta cons
tituida por conglomerados y arenas asociadas a depósitos de canal (Fig. 2). Disminuye su espesor hacia el S, situán
dose en onlap sobre el Cretácico superior. En el sector cen
tral de la cuenca y en su borde N el espesor varía entre los 1000 y 1500 m, con un engrasamiento gradual desde el S hasta el N, alcanzando su máximo en borde N de la cuenca (Fig. 1C).
138 A. MAESTRO-GONZALEZ, A. CASAS-SAINZ Y A.L. CORTES-GRACIA
SIERRA DE CAMEI NEÓGENO
SIERRA DEL MONCAYO
CRETÁCICO r ~ JURÁSICO f
JRiASICO H l PALEOZOICO ! + ' y folla f pliegue
y corte
\ geológico
1 km 15
CUENCA DEL DUERO Burgo de Osmo ^
Almazán
4 1 ° 2 6 N
Alhama \ de Aragón iArcos
cuencj
oéi'oueno
iSTE LLANA
rrecam onco ,---. ,---, ,_____. rvoooooo v
KMotoico □ □ ’^àgorc □ CSZZlo
A
A4 Neógeno
Paleógeno . . A3
. . 1 A2
tirnui ai
, ; Cretácico superior
■ ■ Cretácico interior
_s ¡ Jurásico
Wsfco
f - H Paleozoico
Fig u r a l A) Situación geológica del área estudiada. B) Cartografía de las UTS de la Cuenca de Almazán establecidas para el Pleógeno e indicación de la localización de los perfiles sísmicos utilizados en su definición. C) Corte geológico del sector central de la cuenca donde se muestra la geometría de las UTS diferenciadas.
u t sA3
Aflora a lo largo de todo el borde N y E, a partir del paralelo de Deza, aunque también se localiza hacia el O en afloramientos aislados (Fig IB). Esta constituida funda
mentalmente por conglomerados y arenas (Fig. 2). Presenta un espesor máximo de 1500 m en el centro de la cuenca y decrece gradualmente hacia los márgenes. En el borde S se dispone en onlap sobre A2. Al N muestra una discordancia progresiva, decreciendo el buzamiento de los estratos hacia techo (Fig. 1C). A esta unidad tectosedimentaria se la ha asignado una edad Arveniense por correlacionarla con la UTS III de Carballeira y Pol (1989). Esta representada por sistema aluviales con distintas características en función del área de procedencia.
u t s A4
Se localiza en casi todo el borde N y E de la cuenca a par
tir del sector Deza (Fig. IB). Esta constituida por conglome
rados y arenas, siendo característica común a todos los siste
mas que la integran la naturaleza exclusivamente carbonata
da de sus clastos. Se dispone en onlap sobre la unidad A3 al S y muestra una discordancia progresiva en el margen N de la cuenca (Fig. 1C). Su espesor máximo es superior a 500 m.
A su techo se localizan los yacimientos de Cetina (Daams, 1976) y Ariza (Cuenca, 1991) que atribuyen a estos materia
les una edad Ageniense (biozona MN2) (Fig. 2).
Geotemas 1(2), 2000
139
CARACTERIZACIÓN DE LAS UNIDADES TECTOSEDI MENTAR IAS PALEÓGENAS DE LA CUENCA DE ALMAZÁN
metros 4000
3500
3000
2500
2000
1500
1000
500
o
Litologia i^ ^ c ^ V T ^ ^ ^ i: n m i) e s tr a U g r a f la
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:á
( 'ivtácico superior
Figura 2.- Perfil est rat i gráfico sintético del Paleógeno de borde septentrional de la Cuenca de Almazán, mostrando la evolución vertical de las unidades tectosedimentarias. Litologia: C: calizas lacustres; L: luti tas; A: arenas; Co: conglomerados. Yacimientos de mieromamíferos: All: Mazaterón; AI2: Deza; A13: Cetina;
AI4: A riza y Al5: Radona.
EVOLUCIÓN SEDIMENTARIA
La principal fuente de sedimentos durante el depósito de A2 y A3 fueron dos sistemas aluviales (con una longitud de sus radios que varía entre 35 y 40 km, Bond, 1996) pro
venientes del Macizo del Moncayo, donde el espesor de las series erosionadas es máximo (superior a 5 km), y decrece hacia el O y la Rama Aragonesa, donde los abanicos alu
viales presentan radios entre 0,5 y 8 km, (Bond, 1996). El margen S de la cuenca (Rama Castellana) era una fuente menor de aportes de sedimentos.
El máximo estadio de deformación esta situado en ese intervalo de tiempo. La relación de la media máxima de sedimentación durante este período es de 10-30 cm cada 1000 años (sin considerar el efecto de la compactación), comparable con el obtenido en el Surco Riojano, localiza
do al N, en el bloque inferior del cabalgamiento de Cameros (Muñoz-Jiménez y Casas-Sainz, 1997).
REFERENCIAS
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AGRADECIMIENTOS
Este trabajo ha sido elaborado en el marco del proyec
to de investigación PB97-0997 financiado por la DGES.
Correlación entre el Terciario de la unidad de Stilo
(zonas internas Calabro-Peloritano, S Italia) y el Terciario
de la unidad de Morrón de Totana (Málaguide: zonas internas héticas, S España). Elementos próximos de un mismo dominio paleogeogràfico
M. Martín M artín1, V. Perrone2, G. Bonardi3, P. De Capoa3,1 . M artín-Rojas1, J.E. Tent-Manclús1
1 Departamento de Ciencias de la Tierra y Medio Ambiente, Universidad de Alicante AP 99 E- España. [email protected] 2 Istituto di Geologia, Università di Urbino, Loe. Crocicchia, 1-61029, Urbino, Italy. [email protected]
3 Istituto di Geologia, Università di Napoli, Largo S. Marcellino, 10, 80138 Napoli, Italy.
ABSTRACT
The Tertiary of the Stilo Unit (Internal Calabro-Peloritani Zone) is studied. Two sedimentary cycles are distinguished (pretectonic ans syntectonic, respectivelly). The pretectonic cycle is divided into two depositional sequences (Early Oligocene and Late Oligocene-Aquitanian in age). The syntectonic cycle is restricted to an Early-Middle Burdigalian age. This framework is correlated with the Tertiary of the Morron de Totana Unit (Malaguide from the Internal Betic Zone) and similities in stratigraphy, age and geodynamic evolution have allowed us to propose a close paleogeographic origin and a parallel tectonic history, for both units.
Keywords: Tertiary, Internal Betic Zone, Internal Calabro-Peloritani Zone, tectonics, paleogeographic evolution.
INTRODUCCIÓN
Las zonas internas de las cadenas alpinas perimedite- rráneas (Béticas, Rif, Tell, Kabylides, Calabro- Peloritánides) antes de su encajamiento con las zonas externas de las diferentes cordilleras, formaron parte de un mismo dominio paleogeográfico (“Mesomediterranean Terrane”) que fue segmentado, dividido y cuyas porciones se desplazaron de forma radial hacia la periferia (Guerrera etal., 1993). Esto dio lugar a que cada porción se estructu
rara en diferentes unidades y se dispusiera en la posición que actualmente se puede reconocer.
En las Zonas Internas del Arco Cálabro-Peloritano (S Italya) se pueden distinguir cinco unidades tectónicas que de arriba abajo, según su posición en la pila de manos, son:
Stilo, Aspromonte, Mandanici, Fondachelli y Longi- Taormina (Gerrera et al., 1993). De todas ellas, se ha estu
diado la superior (Stilo) situada en la Calabria meridional, que presenta una cobertera mesozoica-terciaria bastante desarrollada (Bonardi et a i, 1971). Será este último perio
do al que se preste atención en la presente comunicación.
Se ha realizado un estudio en el Terciario de dicha unidad que ha permitido el reconocimiento de tres diferentes secuencias deposicionales limitadas por discontinuidades
estratigráficas que pueden organizarse en dos grandes ciclos sedimentarios (inferior y superior, respectivamente).
El Terciario de la Unidad de Stilo será comparado con el Terciario de la Unidad de Morrón de Totana del Maláguide de las Zonas Internas Béticas estidiado con anterioridad por uno de nosotros (Martín -Martín et al., 1997a).
EL TERCIARIO DE LA UNIDAD DE STILO
El ciclo sedimentario inferior de la Unidad de Stilo es de carácter pretectónico y está constituido por dos secuen
cias deposicionales. El ciclo sedimentario superior es de carácter sintectónico ya que aunque aparece discordante sellando el apilamiento de las diferentes unidades de las Zonas Internas Cálabro-Peloritanas es cabalgado por el Flysch Antisicilide (Bonardi et al., 1971; 1980).
La primera secuencia deposicional del ciclo pretectóni
co está representada por la formación Palizzi definida por Bouillin et al. (1985) que está constituida por calizas con cantos de cuarzo y lidita redondeados con fauna nerítica, que presentan intercalaciones de niveles margosos negros.
A esta formado se le asigno una edad Oligoceno Inferior.
La segunda secuencia deposicional del ciclo pretectóni
co, ha sido objeto de discusión ya que hasta la fecha había
142 M. MARTIN MARTIN. V. PERRONE. G. BONARDI, P. DE CAPOA, I. MARTIN-ROJAS. J.E. TENT-MANCLUS
sido considerada, por la mayoría de los autores, la base de los sedimentos sintectónicos. Se trata de calizas organóge- nas con abundantes lepidocyclinas que hacia arriba pasan a margas con intercalaciones carbonatadas atribuidas al Oligoceno Superior (Bonardi et al., 1971). Nuestra revisión de los afloramientos de dichas calizas revela que estos materiales no constituyen la base de la formación supraya- cente, ya que una discontinuidad mayor con un paleokarst asociado las separa. Se trata, por tanto, de la secuencia deposicional superior del ciclo sedimentario inferior, de naturaleza pretectónica. Estudios relativos a su fauna tanto de nanoflora calcárea como de macroforaminíferos bentó- nicos permiten atribuirle por primera vez una edad Oligoceno Superior-Aquitaniense.
Estos materiales aparecen implicados en el apilamiento de las Zonas Internas Cálabro-Peloritanas, sobre los que aparece un ciclo sedimentario de naturaleza sintectónica que está representado por la Formación de Stilo-Capo D'Orlando (sensu Bonardi et al., 1980) cuya edad debe res
tringirse al Burdigaliense inferior-medio.
EL TERCIARIO DE LA UNIDAD DE MORRÓN DE TOTANA
En la parte Bética ocurre algo parecido, esta vez con la unidad superior de las que constituyen las Zonas Internas Béticas: la Unidad de Morrón de Totana del Maláguide (Martín-Martín et al., 1997a). Estos autores definieron ciclos sedimentarios mayores comparables en edad y facies con los citados anteriormente para las Zonas Internas Cálabro-Peloritanas. Según estos autores existiría un ciclo sintectónico de edad Burdigaliense inferior y medio asig
nado al Grupo Vihuela, que sería discordante sobre las uni
dades de las Zonas Internas apiladas pero anterior al cabal
gamiento de los Flyschs Béticos (Martín-Algarra, 1987).
Por lo que respecta a los Terciarios pertenecientes a la Unidad de Morrón de Totana (Maláguide: Zonas Internas Béticas) fueron reconocidos por Martín-Martín et al.
(1997a) un gran número de secuencias deposicionales:
Paleoceno, Cuisiense-Luteciense inferior, Luteciense medio-Priaboniense, Oligoceno Inferior (Formación As:
Martín-Martín et al., 1997b) y Oligoceno Superior- Aquitaniense (Formaciones Bosque y Río Pliego: Martín- Martín et al., 1997a), existiendo entre las dos últimas secuencias una fase tectónica (Martín-Martín et al., 1997c) no reconocida en la Calabria. Aunque la serie estratigráfica en el Maláguide es mucho más completa que la de la Unidad de Stilo, existe un gran paralelismo por facies y edad entre las secuencias Oligoceno Inferior y Oligoceno Superior Aquitaniense.
La primera de estas secuencias béticas está constituida por calizas con cantos de cuarzo y lidita redondeados y fauna nerítica perfectamente correlacionadle en edad y facies con la Formación Palizzi. Por su parte, dentro de la secuencia deposicional del Oligoceno Superior-
Aquitaniense fueron descritas dos formaciones. En posi
ción infrayacente y edad Oligoceno Superior-Aquitaniense inferior, la Formación Bosque, constituida por calizas orga- nógenas con lepidocyclinas y conglomerados que pasan hacia arriba a margas con intercalaciones carbonatadas. En posición suprayacente la Formación Río Pliego, de natura
leza flyschoide y no identificada de momento en la Calabria. Existe por tanto, una correlación perfecta por facies y edad entre la Formación Bosque y los materiales de la segunda secuencia deposicional del ciclo inferior de la Calabria.
DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES
Aunque ya se hizo una primera correlación entre unida
des por Gerrera et al. (1993) que puso de manifiesto que tanto las Zonas Internas Béticas como las Cálabro- Peloritanas formaron, antes de su estructuración definitiva durante el Oligo-Mioceno Inferior, parte de un mismo dominio paleogeográfico (“Mesomediterranean Terrane”), este estudio pone de manifiesto que durante el Terciario aún existía dicha conexión, debiendo ocupar la Unidad de Stilo una posición más proximal, según los ambientes sedi
mentarios, que la Unidad de Morrón de Totana. Según este modelo, de todas las formaciones sedimentarias terciarias agrupadas en diferentes secuencias deposicionales, que se reconocen en la Unidad de Morrón de Totana, sólo las más transgresivas aparecen discordantes sobre la Unidad de Stilo (Formación Palizzi y Formación Bosque), cumplién
dose en ambas unidades los mismos patrones de comporta
miento por lo que respecta a la sedimentación y a las fases de deformación.
AGRADECIMIENTOS
Esta investigación ha sido soportada por el proyecto de la DGICYT (PB96-1430), el Grupo de la Junta de Andalucía (RNM-208) y por las Universidades de Urbino y Nápoles.
Geotem as 1(2), 2000
CORRELACION ENTRE EL TERCIARIO DE LA UNIDAD DE STILO Y EL TERCIARIO DE LA UNIDAD DE MORRON DE TOTANA 143