Repositorio Institucional de Documentos

2013 4 Adriana Rodríguez Pintó Magnetoestratigrafía del Eoceno inferior y medio en el frente Surpirenaico (Sierras Exteriores): implicaciones cronoestratigráficas y cinemáticas Departamento Director/es Ciencias de la Tierra Pocoví Juan, Andrés Pueyo Morer, Emilio L. Director/es Tesis Doctoral Autor Repositorio de la Universidad de Zaragoza – Zaguan http://zaguan.unizar.es UNIVERSIDAD DE ZARAGOZA Departamento Director/es Adriana Rodríguez Pintó MAGNETOESTRATIGRAFÍA DEL EOCENO INFERIOR Y MEDIO EN EL FRENTE SURPIRENAICO (SIERRAS EXTERIORES): IMPLICACIONES CRONOESTRATIGRÁFICAS Y CINEMÁTICAS Director/es Ciencias de la Tierra Pocoví Juan, Andrés Pueyo Morer, Emilio L. Tesis Doctoral Autor 2013 Repositorio de la Universidad de Zaragoza – Zaguan http://zaguan.unizar.es UNIVERSIDAD DE ZARAGOZA Departamento Director/es Director/es Tesis Doctoral Autor Repositorio de la Universidad de Zaragoza – Zaguan http://zaguan.unizar.es UNIVERSIDAD DE ZARAGOZA 0 Magnetoestratigrafía del Eoceno inferior y medio en el frente Surpirenaico (Sierras Exteriores): Implicaciones cronoestratigráficas y cinemáticas. Adriana Rodríguez Pintó TESIS DOCTORAL Departamento de Ciencias de la Tierra Facultad de ciencias. Universidad de Zaragoza Instituto Geológico y Minero de España. 1 2 3 4 5 12 Vengo de todas partes, Y hacia todas partes voy; Arte soy entre las artes, En los montes, monte soy. (José Martí) 13 14 Historia de la ratita encerrada en un libro. Por: Monique Felix. Ediciones Maria Di Mase. Caracas, Venezuela. 15 16 Agradecimientos Quiero agradecer a mis tutores Andres Pocoví y Emilio Pueyo toda vuestra confianza, apoyo y esfuerzo en apostar por este trabajo, también por toda la dedicación y enseñanzas que he recibido de vosotros. A Antonio Barnolas por su apoyo y labor durante todo el trayecto de la tesis, por su aporte de conocimientos y datos, sus vitales enseñanzas, consejos y amistad de gran valor. A Pep Serra-Kiel por su dinámica, sus conocimientos y datos aportados a este trabajo en conjunto. A Chema Samsó Escolá por todo el trabajo y esfuerzo en campo y por los datos cedidos. A Javier Ramajo, por la labor y esfuerzo con la cartografía de la zona. A los revisores y editores de las revistas de los artículos de investigación con que se estructura esta tesis. A Elisa Sánchez, Silvia García y Bet Beamud por las medidas realizadas en los laboratorios de paleomagnetismo, de rocas y de fábricas. A la Universidad de Zaragoza y a la gente de relaciones internacionales por su excelente trato. A los profesores del master y del departamento (Antonio Casas, Teresa Román, Luis Arlegui entre otros), por sus enseñanzas, amistad, por el “escritorio venezolano”. A la gente de la oficina del IGME de Zaragoza y a su jefe Antonio Azcón por su acogida siempre amena. A JuanJo Villalaín y Ángel Carrancho por su buena disposición, y conocimientos aprendidos de técnicas de laboratorio, geología y más, por su atención y amistad. Al grupo de paleomagnetismo de “Fort Hoofddijk” en especial a Cor Lagereis, Tom Mullender y Mark Dekkers por recibirme en Utrecht y por su apoyo y dedicación. Al Grupo de investigación Geomodels de la UB en especial a Josep Antón Muñoz por recibirme en Barcelona y el equipo de trabajo (Daniel, Jordie, Oskar, Oriol, Nuria, Ilenia, Mireia, Pau, Joana; Mark), por ser un libro abierto para aquel que se dispone a entrar en el mundo de los modelos 3D; y a las magnetonenas y grupo depaleomagnetismo de la UB-CSIC por todos los ratos compartidos (Bet, Elisenda, Miguel). Por compartir muchos inspiradores días de campo, de trabajo de laboratorio y gajes del oficio durante la tesis: Tania, MariaJo, Carlota, Belén, Elisa, Ángel y Silvia. A mis amigos de estancia en Utrecht: Pietro, Edwin; Marccela & Ellen por los buenos ratos y los conocimientos aprendidos. En el terreno de trabajo recuerdo con especial cariño a Teresa, Alegría y Juan de Casa Piquero (Sieste) siempre nos han hecho sentir como en casa, en cada detalle se siente el amor que le ponéis a todo. A Anselmo, el Sr. Vicente y compañía en Casa Labata (Adahuesca) otra morada superespecial y llena de bonitos momentos y personas. A los pastores: de San Pelegrín (Jesús) y en a los pastores de Las Bellostas (Alejandro y Pablo) por todos los ratos compartidos en vuestra morada con amenas conversaciones en el calor del hogar. Quiero agradecer a toda mi familia por apoyarme siempre a seguir adelante, incluso aunque eso significara poner un charco de agua de 8000Km de distancia entre nosotros. A mi mamá por saber ser amiga y madre a la vez, por su amor incondicional su dulzura y toda su dedicación de madre. A mi papa por todo su 17 cariño y su amor, por todo su apoyo siempre y por todas esas veces que me habló y me aconsejó sabia y sutilmente. A los dos por todo el amor, la educación y todo lo que han dado. A mi querida hemanita por todo su amor, su cuidado y su ejemplo, pues desde siempre he seguido tus pasos. A los sobris por llenar de luz el porvenir. A todas esas personas superespeciales de mi familia que ahora ya no están aquí pero han sido muy importantes para mi, mis abuelos Lala, Lolo y Jordie, siempre les siento acompañándome con todo su cariño, también a mi tuti. A ti Sergio por acompañarme de cerca, por todo tu apoyo incondicional, tu amor, comprensión, ayuda y tu buen humor; gracias a ti muchas veces he acabado pensando que un yunque puede pesar lo que una pluma. A todos los primos tias y tios con los cuales hemos compartido muchísimos ratos y por todo el amor e ilusión. A Juana y Miguel por ser muchas veces como unos padres, por su amor y cuidado; a la tia Rafa, el tio Luis, y todo el resto de la familia por todo el amor y calor familiar de siempre. A los muy apreciados Profesor Roberto Ucar y familia, mentor, conector y puente de buenas obras, amigo incondicional en el tiempo, gracias por recibirnos siempre con el afecto y la sencillez de un amigo en su casa (Sergio firma para extender el cheque). A Jaime y a la familia de Jaime por todo su amor y su buen compartir, y en especial al Sr. Jaime por estar siempre pendiente, por toda su ayuda incondicional. A mis amigos de toda la vida y otros más también muy queridos, compañeros de la vida y de las artes: Belkys y Sra. Belkys, Mariely, Sra. Verónica; Yami, Isabel (la titi), Rosa Maria y Santos, Julián Reyes (ya no recuerdo cómo resolver aquellas integrales pero me he dado cuenta de que tus enseñanzas de orden, raciocinio y tus “planteamientos del problema” siempre resurgen cuando mas los necesito), Gaby, Henry, Aurora, la Sra. Maria y familias incluidas, que al pasar de los años habéis ido quedando siempre cerquita de mi. A gente de la Universidad de Los Andes (Gledys, Tabata, Maria Elisa…). Apreciados amigos compañeros y maestros de este otro lado del charco y más: Tomas y Ali, Anna (yoga), Ana (Tupé), la Belén, la Ruth, Francisco, Manuel, Natalia y David y peques, Germán por estar siempre allí, y a muchas más personas con las cuales también he compartido parte de mi vida y que han influido en mí para mejor. Gracias a todos por este trabajo que también es vuestro. i Índice I. CONFIGURACIÓN DE LA TESIS 1 II. CAPÍTULOS 11 CAPíTULO 1. Introducción general y resumen 11 1.1 Objetivos 11 1.2 Marco Geológico 13 1.2.1 La Cordillera Pirenaica 13 1.2.2 División del Pirineo 17 1.2.2.1 Zona Norpirenaica 17 1.2.2.2 Zona Axial 17 1.2.2.3 Zona Surpirenaica 18 1.2.3 Estructura Cortical del Pirineo 24 1.2.4 Evolución de la Cuenca Surpirenaica Occidental durante el Eoceno 27 1.3 La zona estudiada 29 3.1.1 Estratigrafía 32 3.1.1.1 Triásico 32 3.1.1.2 Jurásico 32 3.1.1.3 Cretácico superior 33 3.1.1.4 Paleoceno 33 3.1.1.5 Ilerdiense 34 3.1.1.6 Cuisiense 34 3.1.1.7 Luteciense 37 3.1.1.8 BartoniensePriaboniense 42 3.1.1.9 Oligoceno – Mioceno 43 3.1.2 Estructura 46 3.1.2.1 El anticlinal del Balzes 48 3.1.2.2 Sector del anticlinal del Pico del Águila (sinclinal de Arguis) 48 3.1.2.3. El anticlinal de Gabardiella 49 ii 3.1.2.4 La estructura en los cortes geológicos 49 3.1.3 Datos pre-existentes en el entorno estudiado 60 3.1.3.1 Datos magnetoestratigráficos 60 3.1.3.2 Datos magnetotectónicos de rotaciones (VAR) 68 3.1.3.3 Estado actual del marco bioestratigráfico 72 1.4 Metodología utilizada y técnica de muestreo, análisis y tratamiento de los datos. 75 1.4.1 Muestreo y preparación de especímenes 76 1.4.1.1 Muestreos con objetivos magnetoestratigráficos y de calibración 79 1.4.1.2 Muestreo para el estudio de rotaciones de eje vertical (VAR) 88 1.4.2 Análisis de Laboratorio 92 1.4.2.2 Medidas de ASM 92 1.4.2.3 Mediciones paleomagnéticas 92 1.4.3 Tratamiento de datos 99 1.4.3.1 Calculo de direcciones, medias y test de estabilidad 99 1.4.3.2 Filtrado de datos 102 1.4.3.3 Cálculo de VGPs, calibraciones magnetoestratigráficas y rotaciones (VAR) 103 CAPITULO 2. Magnetoestratigrafía y calibraciones bioestratigráficas de macroforaminíferos bentónicos (SBZ) en el Eoceno inferior y medio 105 2.1 Introducción 105 2.2 Artículos de publicación 108 Lutetian magnetostratigraphic calibration of larger foraminifera zonation (SBZ) in the Southern Pyrenees: The Isuela Section 109 Lutetian magnetostratigraphy in the Santa Marina section (Balzes anticline, Southwestern Pyrenees) 165 iii The Upper Ypresian and Lutetian in San Pelegrín section (Southwestern Pyrenean Basin): magnetostratigraphy and larger foraminifera correlation 173 CAPITULO 3. Solapamiento de Componentes magnéticas y desarrollo de modelos numéricos de solapamiento en diferentes posiciones estructurales 199 3.0 Fuentes de error que afectan a los datos paleomagnéticos 199 3.1 Introducción al problema del solapamiento 201 3.2 Artículos de publicación 205 Errors in paleomagnetism: Structural control on overlapped vectors - mathematical models 207 Overlapped paleomagnetic vectors and fold geometry: A case study in the Balzes anticline (Southern Pyrenees) 233 CAPITULO 4. Aspectos de cinemática y emplazamiento del anticlinal del Balzes y cronología de la actividad rotacional del sector del Pico del Águila 261 4.1 Introducción 261 4.2 Actividades para la reconstrucción 3D 264 4.2.1 Recopilación de datos disponibles 264 4.2.2 Definición de Escalas de trabajo y resolución de imagen 265 4.2.3 Identificación de superficies de referencia útiles para el modelo 266 4.2.4 Generación de TEMs y MDTs 266 4.2.5. Implementación de datos en el modelo 269 4.2.6 Incorporación de los datos de la Sísmica de reflexión 270 iv 4.3 Artículos de publicación 277 Rotational kinematics of a curved fold: the Balzes anticline (Southern Pyrenees) 279 Paleomagnetic analysis in the Balzes anticline (Southern Pyrenees): Vertical-axis rotations and kinematics implications 311 Cronología de la actividad rotacional en el sector central del frente de cabalgamiento de Sierras Exteriores (Pirineo Occidental) 321 CAPITULO 5. Resultados y conclusiones 331 5. 1 Comportamiento magnético de los materiales estudiados 331 5.2 Solapamiento de componentes paleomagnéticas 332 5.3 Implicaciones Cronoestratigráficas 338 5.4 Geometría y cinemática de las rotaciones de eje vertical 341 III. BIBLIOGRAFÍA 349 7 CAPITULO 4: Aspectos de cinemática y emplazamiento del anticlinal del Balzes y del Sinclinal de Arguis. El anticlinal del Balzes es una estructura oblicua pirenaica cuyo desarrollo, en relación con los sistemas de pliegues y cabalgamientos, incide en la distribución de facies y delimitación de las cuencas del Paleógeno. A pesar de ser un ejemplo excepcional de estructura curvada en un frente de pliegues y cabalgamiento, hasta el año 2006 no se había realizado ningún paleomagnético (Fig. 1). Sus peculiaridades estructurales, curvatura en el eje y oblicuidad respecto a la dirección pirenaica, eran un gran atractivo complementario al desarrollo de las serie magnetoestratigráficas que iban a permitir datar con precisión series y eventos de deformación. Además, con excepción de algún corte compensado aislado que cruzaba su estructura (Millán, 1996; Cámara y Klimovitz, 1985; Seguret, 1973…), ningún trabajo hasta la fecha había abordado la estructura en profundidad del anticlinal del Balzes. Por esta última razón se ha emprendido una tarea adicional durante el transcurso de este trabajo de tesis: sentar las bases para la construcción de un modelo 3D del anticlinal del Balzes. Un modelo 3D de esta estructura, y su vasta red de puntos paleomagnéticos, podrían ser de gran utilidad para comprobar la validez del recientemente desarrollado método de restitución 3D que involucra vectores paleomagnéticos como referencia primaria (Ramón et al., 2008 a, 2012a). Con esta finalidad, durante el año 2009 se realizaron tareas multidisciplinares para la generación de un modelo 3D. Todas estas actividades preliminares están descritas en la introducción del capitulo 4 y actualmente continúan siendo desarrolladas por Pablo Calvín Ballester entre el Instituto Geológico y Minero de España y el grupo Geotransfer de la Universidad de Zaragoza (Geodinámica Interna). Para llevar a buen término la mayoría de los objetivos planteados en la tesis en un plazo real hubo que limitar los objetivos centrados en las actividades sobre la geometría y cinemática del anticlinal. Se propuso hacer un muestreo paleomagnético denso y representativo a lo largo y ancho del anticlinal del Balzes, hacer un filtrado de calidad de datos y generar un modelo cinemático del plegamiento y rotación de la estructura basados en datos paleomagnéticos y en análisis estructural clásico. Los resultados de este estudio, que tuvo su evolución en varias etapas, están representados parcialmente en las publicaciones que componen este capitulo. Adicionalmente y tomando en cuenta la abundante nueva información del perfil magnetoestratigráfico del Isuela (CAPITULO 2), se calcularon valores de rotación a lo largo del Luteciense (Calizas de Guara). En la zona de Arguis (sector Pico del Águila), existen numerosos datos sedimentológicos, cronológicos y estructurales 8 (Puigdefábregas, C., 1975; Millán et al., 1994; Samsó et al., 1994, Poblet y Hardy, 1995; Pueyo et al.; 1997; Casteltort et al., 2003 y 2004; Casas et al., 2005; VidalRoyo et al., 2009, 2011a y b, 2012) pero todos los datos paleomagnéticos preexistentes (Hogan y Burbank, 1996; Pueyo et al., 2002; Kodama et al., 2010) están situados a partír del Bartoniense, por lo tanto, hasta el momento no se conocía con certeza si la acumulación total de giro se remonta al Bartoniense o si podría ser anterior. Los datos de las calizas de Guara del perfil del Isuela (sector Pico del Águila), permiten evaluar este aspecto durante el Luteciense. Los resultados permiten proponer una actualización para la cronología de la actividad rotacional en el sector central del frente de cabalgamiento de Sierras Exteriores. Todos los aspectos mencionados con anterioridad se reflejan en los siguientes artículos: Rodríguez-Pintó, A.; Pueyo, E. L.; Calvín, P.; Sánchez, E.; Ramajo, J.; Ramón, M. J.; Pocoví, A.; Barnolas, A.; Casas, A. M. Rotational kinematics of a curved fold: the Balzes anticline (Southern Pyrenees). (In review). Tectonophysics. Rodríguez-Pintó, A.; Pueyo, E. L.; Pocoví , A.; Barnolas, A. Paleomagnetic analysis in the Balzes anticline (Southern Pyrenees): Vertical-axis rotations and kinematics implications, 2010. Trabajos de Geología 30, 169-175p. Rodríguez-Pintó, A.; Pueyo, E. L.; Pocoví, A.; Barnolas, A. Cronología de la actividad rotacional en el sector central del frente de cabalgamiento de Sierras Exteriores (Pirineo Occidental), 2008. Geotemas 10, p. 1207-1210. El artículo publicado en la revista Trabajos de Geología en el 2008, representa un modelo hipotético preliminar del emplazamiento del Balzes tomando en cuenta datos muy limitados y con problemas de solapamiento de componentes paleomagnéticas que en aquel momento no habían sido identificados. El muestreo posterior a esta publicación permitió identificar el problema con mayor claridad (capitulo 3) y descartar hipótesis preliminares. Un modelo posterior con datos contundentes y bases más sólidas se presenta en el artículo de la cinemática rotacional para anticlinal del Balzes (ahora en revisión). Finalmente, tras el cuerpo principal de la tesis (Capítulos 2, 3 y 4), en el CAPITULO 5, se sintetizan los resultados y conclusiones principales de todos los aspectos abordados en la tesis. En el APARTADO III se incluyen las referencias bibliográficas reseñadas. 9 Los aspectos que se desarrollan en esta tesis, en conjunto representan una aportación significativa por la novedad y aportan gran cantidad de datos de excelente calidad para el Eoceno medio en especial a los pisos del Cuisiense y Luteciense en las Sierras Exteriores. Se han logrado ajustes significativos de la cronología que han permitido la recalibración de escalas bioestratigráficas, se han complementado las edades de rotación para el sector central de las Sierras Exteriores y acotado edades de rotación y emplazamiento para el anticlinal del Balzes pese a su complejidad estructural y a la dificultad inherente a la calidad de muestra (control de errores y desarrollo metodológico paleomagnético). Con este aporte cronológico también es posible completar el “gap” cronoestratigráfico para las facies de calizas de plataforma y evaluar las repercusiones que pueda tener a nivel regional. 10 11 II. CAPÍTULOS CAPÍTULO 1: Introducción general y resumen En este apartado, a modo de introducción y resumen se exponen los objetivos de esta tesis, un marco geológico general de la Cordillera Pirenaica y en particular de la Cuenca Surpirenaica donde se centran los estudios. Se especifica la zona de estudio, metodología utilizada y síntesis de los resultados y conclusiones. 1.1 Objetivos - Aportar una nueva cronología de edades absolutas basadas en la escala de tiempo de polaridad magnética para el Cuisiense y Luteciense por medio de datos paleomagnéticos en facies marino-someras de las Sierras Exteriores del Pirineo Altoaragonés. - Recalibrar biozonas de macroforaminíferos bentónicos del intervalo Cuisiense-Luteciense a partir del estudio de nuevos datos paleomagnéticos y bioestratigráficos. - Generar nuevos datos paleomagnéticos robustos y de calidad para el control de rotación de ejes verticales (VAR) en la estructura del anticlinal del Balzes. - Acotar etapas y magnitudes de plegamiento y rotación para el anticlinal del Balzes (extremo oriental de las Sierras Exteriores) y para el sector central de las Sierras Exteriores (entorno de Arguis) para reconstruir su cinemática rotacional y evaluar su repercusión a nivel regional. 12 13 1.2 Marco Geológico 1.2.1 La Cordillera Pirenaica. La cordillera pirenaica constituye la alineación montañosa que bordea el Norte de España y parte del Océano Atlántico. Al Este, abarca desde el Cap de Creus en Cataluña y la baja Provenza en Francia (Archaud y Séguret, 1981), mientras que al W la cadena bordea la costa cantábrica hasta Galicia y se prolonga por la dorsal Atlántica. En corte transversal, las estructuras de la cadena llegan a abarcar una anchura de hasta 200 Km (Williams y Fisher, 1984; Fontboté et al., 1986). La estructural dominante tiene orientación WNWESE a lo largo de 425 Km y representa el istmo que une la Península Ibérica con la Placa Europea (Fig. 1A). Geográficamente, se divide a su vez en dos grandes edificios montañosos: los Pirineos y la cordillera Vasco-cantábrica. Los Pirineos corresponden a la porción de la cordillera pirenaica que se extiende desde el Golfo de Lion en el Mediterráneo hasta el Golfo de Vizcaya en el Océano Atlántico. Sus límites (variables en la literatura así como la denominación de sus unidades), son el Mar Mediterráneo hacia el E como limite físico y la falla de Pamplona como limite estructural hacia su zona occidental meridional (Barnolas y Pujalte, 2004). Constituyen el Pirineo (Muñoz, 1992; Teixell, 1996; Martinez-Peña y Casas, 2003; Casas y Pardo, 2004), materiales de basamento (previamente afectados por la Orogenia Hercínica), tardihercínicos, mesozoicos y cenozoicos. La cadena montañosa esta constituida por un cinturón de pliegues y cabalgamientos flanqueados por las cuencas de antepaís de Aquitania al Norte y del Ebro al Sur. Su origen resulta de la colisión continental y subducción parcial de la Placa Ibérica bajo la Placa Euroasiática durante el ciclo alpino (ECORS Pyrenees Team, 1988; Choukroune et al., 1989; Muñoz, 1992 entre otros). El orógeno tiene doble vergencia y es claramente asimétrico. Los principales sistemas de pliegues y cabalgamientos tienen vergencia al Sur y se encuentran en la vertiente meridional sobre la Placa Ibérica (Séguret, 1972), mientras que el sistema localizado en la vertiente septentrional tiene vergencia preferentemente al Norte conlleva un menor acortamiento y se desarrolla por encima de la placa europea (Muñoz, 1992; entre otros). 14 Figura 1. A. La Cordillera Pirenaica, extensión y terminología geológica y geográfica. B. Esquema estructural de los Pirineos (mod. de Teixell, 1996). Principales cabalgamientos: CFS: Cabalgamiento 15 Frontal Surpirenaico; CFN: Frontal Norpirenaico; CPP: Petites Pyrénées; Lk: Lakora; Lr: Larra; SE: Sierras Exteriores; Ga: Gavarnie; ZN: Nogueres; Bo: Bóixolls; Mo: Montsec; SM: Sierras Marginales; Sg: rampas oblicuas del Segre; Cg: rampas oblicuas del Cinca; PE: manto de Pedraforca; CV: Vallfogona. C. Esquema estructural de la vertiente surpirenaica central y occidental (modificado de Teixell, 1992), tomadas de Barnolas y Pujalte (2004). Antes de la formación del Pirineo (pero ya iniciado el ciclo alpino), el ámbito pirenaico estuvo sometido a una dinámica distensiva relacionada con distintas etapas de apertura del Atlántico. La apertura del Atlántico Norte da lugar a diferentes periodos de rifting que ocurrieron desde el Pérmico superior hasta el Triásico inferior (Lucas, 1985; Puigdefàbregas y Souquet, 1986; Ziegler, 1989, Ziegler et al., 2001). La apertura del Atlántico Sur comienza desde el Jurásico hasta el Cretácico superior (Campaniense) (Puigdefàbregas y Souquet, 1986 entre otros). Este último periodo se caracteriza por la rotación antihoraria de la Península Ibérica. El conjunto de procesos distensivos desarrollados desde el Pérmico superior al Cretácico superior se materializó en la formación de cuencas extensivas, cuya inversión sería la primera manifestación de la compresión alpina (Mason y Milles, 1984; Simó, 1985; Puigdefàbregas y Souquet, 1986; Berástegui et al., 1990 y Teixell, 1990, 1998 entre otros). La colisión entre Ibéria y Europa se produce durante el Santoniense tardíoMioceno (Garrido y Ríos, 1972; Muñoz, 1992; Teixell, 1996) como consecuencia del acercamiento entre las placas Africana y Europea (Fig. 2). La dinámica de placas se mantiene controlada por la apertura del Atlántico Sur y el consiguiente giro antihorario de África y Arabia (Olivet et al., 1984). Al inicio de la compresión la dirección de convergencia de las placas es ligeramente oblicua (N-20 -E) cambiando a una dirección próxima a N-S al final de la misma (Srivastava et al., 1990; Rosenbaum et al., 2002; Sibuet et al., 2004 y 2007); la deformación se inicia en el Este de la cadena migrando a posiciones más occidentales con el tiempo (Puigdefàbregas y Souquet, 1986). Durante el periodo compresivo, el peso de la cuña orogénica y la actuación de las fuerzas subcrustales fueron flexionando la litosfera generando en ambas vertientes del orógeno las cuencas de antepaís del Ebro y de Aquitania (Brunet, 1986; Zoetemeijer et al., 1990 y Millán et al., 1995). Durante la orogénesis la compresión se propagó hacia los márgenes pasivos involucrando de manera progresiva los sedimentos de las cuencas, lo que dio lugar a un gran número de estructuras sintectónicas espacialmente visibles en la vertiente meridional. El despegue e imbricación de la cobertera se canalizó, en la mayoría de los casos a favor de los materiales plásticos del Triásico medio y superior. 16 Figura 2. Reconstrucción del Oeste del Tethys a partir del Jurásico medio utilizando parámetros de rotación para África, Iberia y Europa. Rosenbaum, et al. (2002) y referencias en él. Las áreas sombreadas indican el solapamiento entre las placas adyacentes. Las hipótesis respecto a la formación del Pirineo han ido variando con el tiempo en función del estado de conocimiento aunque la teoría alocronista/aloctonista fue definitivamente aceptada con la tesis de Souquet (1977). Una serie de trabajos posteriores basados en datos geofísicos más precisos prueban que el Pirineo representó en su momento el límite entre Europa y África puesto que del Campaniense al Eoceno superior Iberia se movía solidaria con la placa Africana (Schouten et al., 1984; Srivastava et al., 1990 y Roest y Srivastava et al., 1991, Sibuet, 2004 y Ziegler y Dèzes, 2006; Van der Voo, 1993; Gong et al., 2009). En este momento, una vez finalizada la estructuración pirenaica, el límite ínterplacas migra hacia el Sur. Durante esta etapa la Placa Ibérica funciona independiente de la africana con el límite N ubicado en los Pirineos y el Sur en las Béticas. A partír de Mioceno oligoceno inferior (Rosenbaum et al., 2002), Iberia forma parte de la Placa Europea y el límite de placas se sitúa en las Béticas (Fig. 2), aunque la convergencia entre Iberia y Europa no finaliza hasta el Mioceno inferior tal y como lo documentan los materiales sinorogénicos de esta edad (Arenas et al., 2001). 23 carácter sinsedimentario, en dos etapas sucesivas en el tiempo (Almela y Ríos, 1951; Puigdefàbregas, 1975; Millán, 2004). Figura 3. Corte geológicos generales de la estructura pirenaica en la transversal Huesca-Oloron en la Zona Surpirenaica Occidental (Casas y Pardo 2004) y en el sector de Ansó (modifcado de Teixell, 1992; Millán, 1996 ; Oliva, 2000). Desde el Eoceno medio al Oligoceno Inferior la estructura de las Sierras resulta de la progresión hacia el S y O de un sistema de cabalgamientos 24 imbricado que se caracteriza por un gran número de estructuras oblicuas de rumbo próximo a NOSE; las primeras manifestaciones de la compresión están registradas en los depósitos de plataforma Lutecienses del sector oriental. Estas estructuras (algunas prácticamente N-S) son progresivamente más jóvenes en edad y de expresión de afloramiento más pequeña a medida que nos desplazamos hacia el W (Puigdefàbregas, 1975; Cámara y Klimovitz, 1985; Millán, 1996). Durante el Oligoceno superiorMioceno inferior las zonas occidental y central del sistema anterior se ven afectadas por la formación de un gran anticlinal de despegue (anticlinal de Santo Domingo, expresión estructural más occidental de las Sierras Exteriores) que pliega el cabalgamiento basal, así como por una secuencia de cabalgamientos de bloque superior ligada al desarrollo este pliegue. Un aspecto relevante de toda la estructuración de las Sierras Exteriores es que la cinemática de los principales pliegues y cabalgamientos conllevó a una rotación horaria que en términos de deformación supuso una importante reducción del acortamiento hacia el Oeste (Millán et al., 1995, Pueyo et al., 1999; 2002, 2003a y b, 2004). 1.2.3 Estructura cortical del Pirineo. La cordillera Pirenaica ha sido objeto de numerosos estudios e interpretaciones a escala cortical. Se han realizado varios perfiles sísmicos de reflexión y refracción profundas en el marco de los proyectos: ECORS, ESCIN y MARCONI (Choukroune et al., 1989; Daignières et al., 1994; Pulgar et al., 1996; ÁlvarezMarrón et al., 1996; Teixell, 2000; Capote et al., 2002; Pedreira et al., 2003). Los estudios sísmicos muestran un importante engrosamiento de la corteza bajo la cordillera, resultado coherente con la existencia de una marcada anomalía gravimétrica negativa, alargada paralelamente a ella (Casas et al., 1997). Inicialmente los datos de sísmica de refracción pusieron en evidencia un decalaje de hasta 15Km entre la Zona Axial y la Zona Norpirenaica de la discontinuidad de Mohorovicic (Moho), atribuida al límite entre placas (Gallart et al., 1981 y Daignières et al., 1982). Posteriormente los perfiles de reflexión ECORS (Pirineos y Arzacq) proporcionaron datos geométricos y de profundidad. El techo del zócalo Paleozoico se observa elevado por cabalgamientos en la Zona Axial, también se diferencia un patrón en forma de abanico correspondiente a los grandes cabalgamientos corticales de la cadena. La base de la corteza y la discontinuidad de Moho se ubican a 33 km de la superficie en el frente Surpirenaico buzando al N y hasta 55-60 km en la Zona Axial sumergiéndose por debajo de la corteza Europea de profundidad homogénea entre 28 y 30 km (Choukroune et al., 1989 y Daignières et al., 1994). 25 Atendiendo a los perfiles sísmicos y otros datos geofísicos se pueden observar las diferentes interpretaciones del Pirineo a escala cortical y sus principales características (Fig. 3 y 4). Se observa que el engrosamiento de la corteza pirenaica se produce mediante cabalgamientos que cortan la toda la corteza y el manto superior. Los cortes tienen en cuenta el acortamiento orogénico y el balance de masas necesario a escala de corteza. En la transversal del perfil ECORS-Pirineos se ha deducido, a partír de la estructura de la corteza superior, un acortamiento de unos 100 km por Roure et al., (1989), y en torno a 150-165 km por Muñoz (1992) y Beaumont et al., (2000) respectivamente. Para la transversal ECORS-Arzacq, Teixell (1998) calculó de la misma manera un acortamiento próximo a 80 km. A pesar de las discrepancias que en parte surgen de diferentes interpretaciones respecto a la prolongación de la cobertera autóctona bajo los cabalgamientos basales surpirenaicos, así como de una disminución real del acortamiento alpino de E a O (Oliva y Pueyo, 2007b), se constata en todos los casos una diferencia entre el acortamiento calculado y el que se deduce de la geometría simple de la corteza inferior. Este hecho ha llevado a suponer modalidades adicionales de acortamiento en la corteza profunda no identificadas en los perfiles, entre las que se han propuesto un sistema de imbricaciones intracorticales (Roure, 1989) según se aprecia en la Figura 4, (corte A), o una subducción de la corteza continental ibérica hacia el manto, hasta una profundidad no alcanzada por la sísmica (Muñoz, 1992, Berástegui, 1993; Teixell, 1998) como puede observarse en la Figura 4, (cortes B y C). La viabilidad de la subducción ha sido confirmada por tomografía sísmica (Souriau y Granet, 1995) y de modelos de datos magnetotelúricos y de geoide (Chery et al., 1991; Beaumont y Quinlan, 1994; Beaumont et al., 2000; Ledo et al., 2000). El aparente problema de subducción continental puede explicarse si se considera que fue únicamente la corteza inferior, probablemente la más máfica y densa, la que subdujo (Fig. 4, corte C). Para resolver el acortamiento y engrosamiento de la corteza media en el perfil ECORS-Arzacq, Teixell (1998) propuso un modelo de indentación (Figura 4, corte C) en forma de cuña de la placa europea en el seno de la corteza ibérica, mientras que Beaumont et al. (2000) proponen para la transversal del perfil ECORS-Pirineos una combinación de deformación dúctil y apilamiento de mantos de corrimiento. 26 Figura 4. Cortes geológicos a escala cortical de la Cordillera Pirenaica basados en los perfiles sísmicos de reflexión combinados con datos de refracción y gravimetría. A: ECORS-Pirineos, Roure et al., 1989 (FSP, FNP: frentes Surpirenaico y Norpirenaico respectivamente). B: ECORS-Pirineos según Muñóz 1992 y Berastegui 1993 (R, O, No: mantos de Rialp, Orri y Nogueres); C: ECORSArzacq, prolongado hacia la zona surpirenaica modificado por Teixell, 1998, añadiendo la posición interpretada de la corteza inferior (G, GA, Lk: mantos de Guarga, Gavarnie y Lakora) tomado de Barnolas y Pujalte, 2004. 27 1.2.4 Evolución de la Cuenca Surpirenaica Occidental durante el Eoceno. Durante el Ilerdiense superior el emplazamiento de la Lámina del Cotiella forzó la compartimentación de la cuenca en tres nuevas cuencas: la cuenca Surpirenaica oriental, la cuenca Tremp-Graus y la cuenca de Jaca. La cuenca Surpirenaica oriental y la de Jaca se mantuvieron aun sin despegue como cuencas marinas de antepaís, mientras que la cuenca de Tremp-Graus se convirtió en una cuenca de piggy-back relacionada con el cabalgamiento del Cotiella adquiriendo sedimentación continental. La cuenca despegó a través de las evaporitas del Triásico trasladándose hacia el Sur. Continuó siendo transportada por cabalgamientos relacionados con el emplazamiento de la Unidad Surpirenaica Central (USC) en secuencia de piggy back. Aún en el Cuisiense medio, al S del a cuenca Tremp-Graus, despegó el cabalgamiento del Montsec en secuencia de bloque inferior (breakback sequence) hacia el S formando la rampa oblicua de Mediano. El crecimiento de Boltaña al Oeste de la cuenca de Ainsa durante el Luteciense, indica que la cuenca también estaba siendo transportada en piggy-back en ese momento de tiempo (Farell, et al., 1987). Desde el Ilerdiense medio al Luteciense Superior, la Cuenca de JacaPamplona se caracterizó por un patrón de facies asimétrico, con el desarrollo de amplias plataformas carbonatadas en el margen distal (Formaciones Ager, Boltaña y Guara), como se muestra en Figura 5, y un surco turbidítico al pie del orógeno (Grupo Hecho) en el que se intercalan un buen número de megacapas de carbonatos resedimentados procedentes de las plataformas del margen distal (meridionales) (Barnolas y Teixell, 1992). El margen orogénico erosionado por el levantamientos antiformal de la Zona Axial o canibalizado por el cabalgamiento de Lakora (EauxChaudes), correspondería a facies aluviales coalescentes que fueron resedimentadas en el surco turbidítico dando un aporte conglomerático como consecuencia del levantamiento del orógeno. La alimentación siliciclástica de los sistemas turbidíticos se produce a partír de los sedimentos de plataforma siliciclástica de la Cuenca de TrempGraus y por la intermediación de la zona de talud, donde se reconocen diversas truncaciones erosivas (Atiart, Charo; Besians, Formigales), situada en la transmisión entre ambas cuencas (Nijman y Nio, 1975; Mutti et al., 1985, 1992; Barnolas et al., 1991; Puigdefàbregas et al., 1991). 28 Figura 5. Esquema paleogeográfico de la cuenca Surpirenaica centrooccidental durante el Cuisiense y Luteciense inferior (Barnolas y Pujalte, 2004). A partir del Bartoniense (transgresión Biarritziense según Puigdefábregas, 1975) y hasta el Priaboniense inferior, la sedimentación de la cuenca de Jaca adquiere un carácter esencialmente siliciclástico en una cuenca somera, con ausencia de sedimentación turbidítica de importancia. Tanto en la Cuenca Surpirenaica Oriental como en la Jaca-Pamplona, se caracterizan sistemas transgresivos en la base, sistemas deltaicos retrogradantes en la parte inferior de la secuencia y sistemas deltaicos progradantes en la parte superior de la secuencia. Los carbonatos se restringen a los episodios transgresivos de las secuencias menores con frecuentes arrecifes de corales y algas rojas. La sedimentación marina finaliza con las formaciones salinas de la cuenca (sales sódicas, potásicas de Cardona y Pamplona, yesos de Barbastro) y sus facies marginales. A partír del Priaboniense superior la sedimentación es continental y endorreica (Grupo Campodarbe) con continuidad con los sedimentos equivalentes en la Cuenca del Ebro (Barnolas y Pujalte, 2004). 29 1.3 La zona estudiada La zona de estudio se encuentra enmarcada en las Sierras Exteriores Altoaragonesas en la cuenca Sur-occidental del Pirineo. Geográficamente la zona de estudio esta incluida en las Comarcas del Sobrarbe, Somontano de Barbastro, y de la Hoya de Huesca en la provincia de Huesca, Comunidad Autónoma de Aragón, España. Mas específicamente dentro del Parque Natural de la Sierra y Cañones de Guara cerca de las localidades de Alquezar, Rodellar y Sarsa de Surta y en el sector de Arguis/Gabardiella cerca de las localidades de Arguis y Nocito respectivamente en el sector central de las Sierras. Estratigráficamente el estudio esta enmarcado en rocas desde el Ypresiense (Cuisiense) al Bartoniense. A nivel de estructura, el estudio esta enfocado en el anticlinal del Balzes (estructura a gran escala más meridional y oriental de las Sierras Exteriores), en el Sinclinal de Arguis - cañón del Río Isuela (al W del tan nombrado anticlinal del Pico del Águila) y en el anticlinal de Gabardiella (al Este del cañón del Río Isuela). 30 31 Figura 6. La zona estudiada: En la parte superior, foto satélite de los Pirineos, parcialmente Europa y África separadas por el Mediterráneo. Mapa geológico de los Pirineos 1:400 000 de la Comisión de la carte Geologique du Monde, el Instituto Geológico y Minero de España y el Instituto Francés BRGM. En la parte inferior mapa geológico simplificado de las cuencas de Jaca y Ainsa, y con mayor detalle de las Sierras Exteriores; esquema basado en el mapa geológico Millán (1996), tomado de Pueyo et al., (2002). Enmarcadas en rojo las zonas de interés para este trabajo. 32 1.3.1 Estratigrafía La estratigrafía involucrada en las zonas de estudio corresponde a calizas de plataforma de edad Luteciense para la zona de del Isuela y en calizas, margocalizas, margas y niveles detríticos rojos aflorantes (Formaciones Boltaña, Guara, San Vicente, Sobrarbe, Belsué Atarés y Campodarbe), en el anticlinal del Balzes y sus alrededores de edad Cuisiense al Bartoniense. Las secuencias de estudio en ambas localidades se encuentran en la cobertera del bloque superior del manto de Gavarnie-Sierras Exteriores que tienen su despegue generalmente sobre las facies Keuper del Triásico superior. Las secciones estudiadas serán explicadas con mayor detalle, aun así, a continuación se describen brevemente todas las unidades involucradas en el área de estudio. Las unidades pre-tectónicas Alpinas van del Cretácico superior al Paleoceno estudios detallados describen a detalle esta secuencia pre-tectónica para la cuenca (Mey et al., 1968; Van Lunsen, 1970 y Garrido-Megías, 1973; Comas et al., 1989; entre otros). 3.1.1.1 Triásico En las Sierras Exteriores representa el principal nivel de despegue de los cabalgamientos y en la zona que ocupa la serie estratigráfica comienza con los niveles del Trías germánico. Están constituidos por margas multicolores, evaporitas e interestratificaciones de dolomías, calizas dolomíticas. Desde los primeros trabajos, (Dalloni, 1910; Selzer, 1934-1948; Almela y Ríos, 1951b; entre otros) se han atribuido al Triásico superior en facies Keuper (Formación Pont de Suert, Mey et al., 1968). Tiene una intensa deformación interna y su potencia es difícil de calcular. Se puede aventurar desde la base del despegue unos 500 m de serie aunque en muchas localidades es mucho menor. Es probable que el Muschelkalk también se encuentre involucrado en el despegue y en el sector oriental se han identificado ofitas incluidas en el Keuper. 3.1.1.2 Jurásico No esta presente en los sectores estudiados pero si aparece en el sector occidental de las Sierras Exteriores (Comas et al., 1989) así como en otras zonas del Pirineo (La Tolva, Mediano y Sierras Marginales). La desconexión existente entre los afloramientos podría estar relacionada por tectónica distensiva y erosionada con posterioridad. 39 Figura 9. Columnas estratigráficas sintéticas del Luteciense de las localidades de Arguis y Nocito (perfiles de Isuela y Gabardiella) y su correlación. 40 -La sub-unidad GuaraMedia se caracteriza por calizas bioclásticas blancas relativamente más someras con material con poco material siliciclástico. El contacto basal es una superficie transgresiva sobre la unidad previa. Tanto en Isuela como en Gabardiella (Fig. 9), esta sub-unidad se caracteriza por la agradación de secuencias de grainstone y packstone bioclásticos con miliólidos, alveolinas y orbitolites como el componente dominante de macroforaminíferos. Las assilinas, nummulites y algas rojas son sólo relativamente abundantes en la secuencia más baja. Algunas de estas secuencias exponen contactos de erosión en su base y están formadas por la agradación de barras bioclásticas con estratificación cruzada a gran escala. Estas secuencias pueden ser atribuidas a barras bioclásticas desarrolladas a lo largo del margen de una plataforma carbonatada muy somera. -La sub-unidad Guara-superior está representada por calizas limolíticas grises con abundantes Nummulites en su parte inferior. A nivel regional, su contacto basal es erosivo, especialmente en la parte superior de los anticlinales N-S de del sector orienbtal de las Sierras Exteriores. Su carácter sinsedimentario también se manifiesta con el engrosamiento de la serie en los sinclinales lejos de la charnela de los anticlinales (Millán et al, 1994). En la sección de Isuela, correspondiente a la charnela del sinclinal Arguis, su espesor alcanza hasta 90 m mientras que en la sección Gabardiella, en la extremidad occidental del anticlinal Gabardiella, el grosor es de tan sólo 50 m (Fig. 9). En ambas secciones la sub-unidad Guara-superior muestra una profundización progresiva hacia el techo, evidenciada por la reducción progresiva en el tamaño de grano, la desaparición de macroforaminíferos y aparición de glauconita. La parte superior de la Formación Guara corresponde a una superficie de inundación seguida por el soterramiento de la plataforma carbonatada por las margas de la Formación Arguis (de edad Bartoniense) dispuestas en onlap (Puigdefábregas, 1975). En la sección de San Pelegrín (Rodríguez-Pintó et al., 2012d), como se enseña en la Figura 8 aflora la parte inferior de las calizas de Guara, con su base aún Cuisiense. Está compuesta esencialmente de calizas bioclásticas con macroforaminíferos. Los primeros 180 m corresponden a una sucesión de calizas bioclásticas y calizas margosas bioclásticas con equinoideos irregulares, y macroforaminíferos (Nummulites y Assilina). Sobre estas, afloran unos 70 m de calizas blancas bioclásticas y con estratificación cruzada con foraminíferos aporcelanados más grandes como alveolinas y miliólidos (Fabularia, Idalina y Pseudolacazina). 41 Figura 10. Columna estratigráfica sintética de la parte norte del anticlinal del Balzes, cerca de las localidades de Bagüeste y Las Bellostas (perfil de Santa Marina). 42 En el flanco Oeste del anticlinal del Balzes en su parte norte, se evidencia el final de la etapa de plegamiento de la estructura con una discordancia progresiva intraluteciense (Millán et al, 2000; Barnolas y Gil, 2001). Dominan en la serie calizas y algunos niveles margosos de hasta 40 m de extensión (Fig. 10). Hacia el Este del anticlinal (sector de Sarsa de Surta y Coscollar), como se muestra en la Figura 11, se observa un cambio lateral de facies a su equivalente, la Formación San Vicente (Van Lunsen, 1970), Luteciense inferior y medio (Mochales et al., 2012b). La Formación San Vicente es utilizada en este trabajo en el sentido propuesto por De Federico, (1981), quien diferencia dos miembros: Miembro Paules (el inferior), y La Patra (el superior). Se caracterizan en general por margas de rampa carbonática distal y margocalizas nodulares (Barnolas y Teixell, 1994). En el sector de Almazorre y Eripol, afloran los sedimentos siliciclásticos de la Formación Sobrarbe (De Federico, 1981; Mochales et al., 2012b). Estos depósitos deltaicos se disponen abruptamente sobre el nivel anóxico del Miembro La Patra (Barnolas et al., in press) y rellenan también el sinclinal de Buil con su cuña progradante dirección NNW. El delta del Sobrarbe representa el inicio de la continentalización para la cuenca de Ainsa en ese momento, su edad es Luteciense medio a superior (Muñoz et al., 1998; Barnolas et al., in press). 3.1.1.8 BartoniensePriaboniense En el sector central de Sierras Exteriores los materiales que comprenden la Formación Arguis (Puigdefábregas, 1975) representan un episodio de profundización de las plataformas. Se extiende desde el límite Luteciense-Bartoniense al Priaboniense inferior (Canudo et al., 1988 y 1991; Hogan y Burbank, 1996; Kodama et al., 2010; Costa et al., 2010). La litología dominante son las margas azules con foraminíferos planctónicos en la base de la secuencia y escasa bioturbación y niveles arenosos al Oeste y al Este con niveles de glauconita. Se distinguen cuatro secuencias de depósito dentro del intervalo Luteciense superiorPriaboniense inferior (Millán et al., 1994): (I) Margas azules y margas arenosas con glauconita, (II) plataforma de Briozoos, (III) plataforma de pectínidos y (IV) plataforma siliciclástica y de corales. Su espesor varía dramáticamente: sus máximos (400m en las cercanías de Lusera), se encuentran en las charnelas de los sinclinales y la serie se condensa a unas decenas de metros o se hace ausente en las charnelas de los anticlinales (como en Pico del Águila y Gabardiella). En la parte occidental de las Sierras Exteriores la Formación Arguis pasa en la vertical a niveles transicionales que enlazan con la potente serie molásica de la cuenca de Jaca. 43 En la cuenca de Jaca, la Formación deltaica Belsué-Atarés (Puigdefábregas, 1975) indica la transición a condiciones más continentales. Se reconocen dos progradaciones sucesivas (Barnolas et al., 1992; Millán, et al., 1994) que pasan lateralmente hacia el Oeste y Sur a las margas de Arguis y de Pamplona (Barnolas y Pujalte, 2004). 3.1.1.9 Oligoceno -Mioceno Los materiales del Terciario continental en la zona de estudio (Figura 11), están representados por los sedimentos continentales del Grupo Campodarbe (Soler y Puigdefàbregas, 1970), aflorando al norte del Balzes y en todo el Sinclinorio de Guarga en la Cuenca de Jaca, Priaboniense – Oligoceno superior en edad (Puigdefàbregas, 1975; Hogan y Burbank, 1996). Esta formada por areniscas y lutitas rojas de origen fluvial, se engrosa hacia el Norte y hacia el Oeste. Presenta unos 3500m de serie al N de la Sierra de Guara. En el dominio nororiental (zona de Arcusa), estos materiales se conocen como la Formación Escanilla (Garrido, 1968), datados como Bartoniense (Crusafont et al., 1966 y Cuevas-Gonzalo, 1989; Bentham y Burbank, 1996; Mochales et al., 2012b). En la cuenca del Ebro se asume que los niveles basales pasan lateralmente al Sur a las evaporitas de la Formación Yesos de Barbastro (Millán, 2006). Sobre la Formación Campodarbe se depositan dos secuencias molásicas adicionales: La Formación Uncastillo (Soler y Puigdefàbregas, 1970) en la cuenca del Ebro y la Formación Bernués (Soler y Puigdefàbregas, 1970) en el sinclinorio de Guarga. En todas ellas se reconocen dispositivos sintectónicos (Millán, 2006). La Formación Uncastillo fosiliza al anticlinal del Balzes en su parte meridional, tiene una potencia mínima de 600 m (Arenas, 1993; Luzón, 2005). Su edad es Oligoceno superiorMioceno inferior (Hogan, 1993) y esta formada por conglomerados calcáreos, areniscas y limos de un medio de abanicos aluviales. Orla el borde Sur de las Sierras Exteriores y es contemporánea con los últimos episodios compresivos (McElroy, 1990; Millán, et al., 1995). A modo de síntesis, la secuencia estratigráfica aflorante en superficie para el sector del anticlinal del Balzes está conformada por: 50 m de calizas de alveolinas aflorando en el núcleo del anticlinal, 260 m de calizas y areniscas de la Formación Boltaña (en su parte Sur) y sobre ésta, hasta 630 m de calizas y margas de la Formación Guara (perfil de Santa Marina). Las calizas de la sub-unidad Guarasuperior fosilizan incluso niveles de la Guarainferior en la parte norte del anticlinal. Por encima de las calizas de Guara. En su parte Norte las calizas de la Guarasuperior pasan a los sedimentos deltaicos de la Formación Belsué – Atarés y más al Norte a la Formación Campodarbe. En el flanco W las calizas pasan a sedimentos del delta de Belsué-Atarés y hacia la cuenca de Ainsa pasan a las margas de la Formación San Vicente y el delta del Sobrarbe. En su parte Sur, las calizas de Guara son fosilizadas por los sedimentos de la Formación Uncastillo (Figs. 7 y 11). 44 Figura 11. Mapa geológico del anticlinal del Balzes y sus alrededores. Cartografía Barnolas et al., in press. 45 En el sector central (Sinclinal de Arguis y el anticlinal de Gabardiella), la serie característica en el entorno corresponde a una serie de excelentes afloramientos terciarios y pero una serie mesozoica muy condensada. Esta serie MesozoicoTerciaria cabalga en el bloque superior del cabalgamiento frontal de Sierras Exteriores sobre una rampa de 30º (buzando al norte) que tiene su nivel de despegue en los yesos y evaporitas del Trías sobre la serie continental Miocena (Figs. 11, 12 y 17 corte 6). Por encima del cabalgamiento basal y aflorando en el cañón del Río Isuela, se disponen unos cientos de metros de dolomitas, calizas y yesos de facies Keuper de la Formación Pont de Suert del Triásico superior. Por encima de ella separadas por un hiato, están expuestos algunos metros de calizas de la Formación AdraénBona del Cretácico (Alegret y Burell, 1999). Por encima de ellas, se dispone una sucesión más extensa de areniscas, limolitas y calizas lacustres de las facies Garumn de la Formación Tremp. Sobre estas facies, afloran unos 20 metros de calizas marinas someras de la Formación Boltaña y sobre ellas en discontinuidad un registro casi completo de 470 m de la Formación Guara. Sobre la Formación Guara, se disponen más de 1200 m de margas, margocalizas y areniscas de las Formaciones Arguis y Belsué-Atarés. (Bartoniense-Priaboniense; Kodama et al, 2010). Por último y hacia la cuenca de Jaca, afloran los depósitos fluvio-lacustres de la Fm Campodarbe (Fig. 12). Figura 12. Columna sintética generalizada para el sector central de las Sierras Exteriores, cañón del Río Isuela (entorno de Arguis). 46 En el núcleo del anticlinal de Gabardiella afloran 20 m de niveles detríticos del Garumn. Sobre este unos 80m de niveles margosos y calizas del Cuisiense de la Formación Boltaña y sobre esta, 680 m de calizas de la Formación Guara. Sobre estos se disponen las margas de la Formación Arguis, exceptuando el flanco Este del anticlinal que se encuentra erosionado (Fig. 9). 1.3.2 Estructura A partir del Cretácico Superior, la convergencia de las placas africana, ibérica y europea cambia el régimen tectónico del surco pirenaico. Aunque una parte de la sedimentación el Cretácico terminal y del Paleoceno pudiera estar relacionada con este evento (Facies Garumn), el cambio de régimen tectónico se manifiesta en el Pirineo en la génesis de cuencas de antepaís a partir del Eoceno inferior, ligadas al emplazamiento de las unidades cabalgantes de la Zona Axial. Durante el Eoceno Inferior y Medio, en la Cuenca de Jaca, domina la sedimentación de materiales turbidíticos (Grupo de Hecho) en el surco pirenaico situado entre las dos áreas con sedimentación mesozoica importante (Cuenca Vasco-cantábrica y Unidad Surpirenaica Central). Hacia el sur la sedimentación turbidítica pasa gradualmente a margas de talud (margas de Arro-Fiscal, Puigdefábregas, 1975) y finalmente a calizas de plataforma (Calizas de Guara) que se asientan sobre el margen continental del antepaís sur. Las paleocorrientes indican procedencia Este de la mayor parte de los aportes (Labaume et al., 1985), aunque las megacapas que aparecen dentro de la secuencia se relacionan con grandes deslizamientos desde las plataformas carbonatadas situadas al sur (Barnolas y Teixell, 1994). La génesis de la cuenca turbidítica puede explicarse como consecuencia del emplazamiento de láminas cabalgantes más al norte (Lakora, Teixell, 1996), aunque también se ha aludido a la posibilidad de fuerzas subcorticales (Millán et al., 1995). A partir del Eoceno medio, una vez rellena la cuenca turbidítica, aparecen las margas de plataforma-talud deltaica sobre las calizas del margen sur (margas de Arguis-Pamplona, de edad Bartoniense-Priaboniense), que pasan progresivamente a sedimentos de frente deltaico (Fm Belsué-Atarés), provenientes también del sur y del este, y a depósitos de origen francamente continental (sedimentos fluviales del Grupo Campodarbe). Estos últimos depósitos alcanzan espesores de más de 6.000 metros entre los meridianos de Jaca y Pamplona y corresponden a la denominada cuenca molásica de Jaca (Puigdefàbregas, 1975; Montes, 2002). Su formación es contemporánea con 47 la génesis de cabalgamientos en la Zona Axial pirenaica (lámina de Gavarnie) y con el levantamiento y erosión parcial de la cuenca turbidítica. Todo el sistema fluviodeltaico que constituyen las formaciones de Arguis, BelsuéAtarés y Campodarbe prograda hacia el O-NO según el eje de la cuenca. Sin embargo, el relleno molásico incluye materiales de origen aluvial proximal en varios abanicos de procedencia norte, sucesivamente los de Santa Orosia, Cancias y Oroel y, finalmente, San Juan de la Peña (Montes y Colombo, 1996). El último y más meridional de los cabalgamientos paleozoicos, la lámina del Guarga (Teixell, 1998; Casas y Pardo, 2004), transfiere su desplazamiento a través del Triásico Superior hasta el cabalgamiento frontal surpirenaico (situado en el frente actual de las Sierras Exteriores Aragonesas), que presenta desplazamientos máximos de 30-35 km (Millán, 1996; Pueyo et al., 2004). Su actividad en el Oligoceno inferior supone el transporte en bloque superior de una parte de la cuenca de antepaís de Jaca que evoluciona como cuenca de piggyback, separada de su parte meridional no despegada que pasa a denominarse Cuenca del Ebro (Fig. 3). En el Oligoceno superior la Cuenca de Jaca es elevada por el continuo avance de esta lámina y pasa a ser área fuente de la Cuenca del Ebro, dando lugar en el borde de ésta a un abanico fluvial radial de gran recorrido (sistema de Luna, Hirst y Nichols, 1986, Nichols 1987a y b; Arenas et al., 2001), que colecta a otros abanicos aluviales de corto recorrido con área fuente en las Sierras Exteriores. Los depósitos apicales de estos últimos abanicos constituyen los espectaculares relieves conglomeráticos que jalonan el cabalgamiento frontal surpirenaico (Mallos de Agüero, Murillo, Riglos, Salto del Roldán, Vadiello, etc.), (Casas y Pardo, 2004). La configuración final de las Sierras Exteriores se desarrolló de forma diacrónica en dos etapas: durante el Eoceno medio - superior y durante el Oligoceno superior - Mioceno inferior (Millán, 1996; Millán el al., 2000, Pocoví, et al., 2004). Se define por un sistema de cabalgamientos imbricados y son comunes pliegues de despegue con ejes perpendiculares a la dirección pirenaica (pliegues N-S tales y como los anticlinales de Boltaña; Balzes; Gabardiella, Lusera; Pico del Águila, Bentué, Bentué-Rasal y Fachar entre otros). El sistema imbricado se fue desarrollando durante el Eoceno medio y la deformación se fue propagando lateralmente de E a Oeste hasta el ChatienseAquitaniense (Puigdefàbregas, 1975, Cámara y Klimovitz, 1985, Millán el al., 2000), acumulando rotaciones de eje vertical (Pueyo et al., 2002, 2004). Adicionalmente, las estructuras N-S también funcionaron como estructuras de articulación que permiten explicar el acortamiento sin una acumulación continua de giro. Los valores de rotación comúnmente en sentido horario han sido y continúan siendo probados en todo el Pirineo Occidental (Pueyo, 2000, Pueyo et al., 2004; OlivaUrcia, 2004; Oliva-Urcia 48 y Pueyo, 2007a y b; Mochales et al., 2012a). Durante la segunda etapa de deformación (Oligoceno-Mioceno) estas estructuras se recolocaron en el bloque superior del cabalgamiento basal (hanging wall dorsal block) produciendo una inmersión hacia el Norte de la mayoría de las estructuras de Sierras Exteriores. 3.1.2.1 El anticlinal del Balzes El anticlinal del Balzes (BA) es la estructura más meridional y oriental de la Sierras Exteriores. Su eje se extiende de Norte a Sur a lo largo de 17Km. Expone una distintiva curvatura de eje va de N014E en su parte norte a N150E en su parte sur. Su aparente curvatura es de 45º convexa hacia el suroeste vista en planta (Rodríguez-Pintó et al., 2010). La estructura tiene una vergencia hacia el oeste y en su parte norte los afloramientos poseen una ligera inmersión hacia el Norte. En conjunto con el anticlinal de Boltaña representan las principales estructuras desarrolladas en la rampa lateral occidental de bloque inferior de la Unidad Surpirenaica central, la cual esta esencialmente constituida por estructuras y cabalgamientos de dirección E-O (como en las Sierras Marginales y el Montsec). 3.1.2.2 Sector del anticlinal del Pico del Águila (sinclinal de Arguis) Tanto el anticlinal del Pico del Águila y el sinclinal de Arguis, se desarrollan en el bloque superior del cabalgamiento basal de Sierras Exteriores, entre los anticlinales de Bentué y Lusera. Rellenan su serie los materiales Mesozoico terciarios. La secuencia Terciaria se desarrolla a los largo de más de 4000 m (Hogan y Burbank, 1996 y Rodríguez-Pintó et al., 2012a). El anticlinal del Pico del Águila (parte E del sinclinal de Arguis), es uno de los anticlinales Norte – Sur de despegue más estudiados de todas las Sierras Exteriores. Se formó durante el periodo entre 42.67 ± 0.02 Ma (Priaboniense medio según los trabajos de Poblet y Hardy (1995). Su nivel de despegue es una compleja geometría irregular de facies Muschelkalk y Keuper del Triásico medio y superior respectivamente y muestra una espectacular secuencia de estratos de crecimiento (Millán et al. 1994, Millán 1995, Poblet y Hardy 1995, Pueyo et al. 2002, Castelltort et al. 2003, Vidal Royo et al. 2010). Las unidades involucradas se encuentran afectadas simultáneamente por diversos mecanismos de plegamiento durante su emplazamiento (Vidal-Royo, 2010). 55 Figura 17b. Mapa de Isobatas de la rampa del cabalgamiento basal surpirenaico en las Sierras Exteriores, Millán 2006. La Lámina de Balzes-Boltaña esta constituida por rocas del Triásico medio y superior, Cretácico superior, facies Garumn, así como Eoceno inferior y medio. La traza del perfil pasa por las calizas de la Formación Guara en su parte meridional (facies turbidíticas de las margas de Arro en su parte septentrional), sedimentos deltaicos de la Formación Sobrarbe y depósitos fluviales de la Formación Escanilla (equivalente a Formación Campodarbe al W en la Cuenca de Jaca). El corte 2-2’ de Millán (2006), también incluido en la figura 17, de orientación N100E enlaza las estructuras más occidentales de la Unidad Surpirenaica Central con las de dominio oriental de Sierras Exteriores (Fig. 14). Su trazado atraviesa la lámina del El Tozal (el cabalgamiento del Alcanadre no llega a esta posición) y la del BalzesBoltaña. Aquí las Sierras Exteriores forman un sistema imbricado con vergencia W cuyos cabalgamientos se enraízan en el Cabalgamiento Basal Surpirenaico. Puede observarse la evolución sin-sedimentaria de los pliegues desarrollados en las láminas durante el Eoceno medio y superior. De W a E, en la primera se encuentran los anticlinales de El Tozal y Bara, sinclinal de Gorgas Negras y anticlinal de Nasarre, y finalmente el sinclinal de Rodellar cabalgando entre las dos unidades tectónicas; en la segunda aparecen muy bien definidos los anticlinales de Balzes, Boltaña y Olsón, el sinclinal de Buil y el anticlinal de Mediano. 56 El cabalgamiento Balzes-Boltaña es un cabalgamiento ciego, muestra una disposición tendida y se superpone a la serie del Triásico Luteciense inferior de la lámina de El Tozal. En esta transversal, la fosilización de este cabalgamiento y una parte del crecimiento del Balzes habría quedado registrada por una parte de las calizas del Luteciense medio y superior en el flanco W del anticlinal (Millán et al., 2000; Barnolas y Gil-Peña, 2001). El hecho de que Boltaña y Balzes formen parte del mismo sistema imbricado y que los dos hayan sido activos en el Luteciense MedioBartoniense indica que, al menos durante ese tiempo, la translación del frente del cabalgamiento de Balzes-Boltaña se repartió entre ambas estructuras (Millán et al., 1995a y b, Millán 1996, Millán 2006). Hacia el NE del anticlinal del Balzes, el anticlinal de Mediano según el corte de de MartínezPeña et al. (1992), incluido en la figura 18 es anticlinal de rampa lateral asociado a un cabalgamiento que tampoco llega a emerger en superficie y se encuentra distorsionado por la actuación de fallas tardías y el movimiento diapírico del Keuper en su núcleo (Holl y Anastasio, 1993). La lámina de Mediano se encuentra afectada por dos anticlinales ciegos al NE y en su conjunto representan la prolongación de la rampa oblicua del Montsec en este sector, siendo la lámina de Mediano su bloque inferior. En el área de Mediano la sucesión estratigráfica presenta dos diferencias notables con la Sierras Exteriores. Por una parte la sucesión Cretácica es más completa y presenta el consiguiente aumento de espesor al iniciarse en el Cenomaniense (Garrido, 1973), y por otra parte, los depósitos Jurásicos desaparecen hacia el W. (MartínezPeña et al., 1992). Figura 18. Cortes geológicos de la vertiente surpirenaica al SE de las Sierras Exteriores: corte 7 de MartínezPeña et al., 1992 y cortes diagrama 1, 2 y 3 de Gil y Jurado, 1998. 57 En el corte geológico 33’ de Millán (2006), incluido en la figura 17, se muestra una imagen subparalela al frente de cabalgamiento surpirenaico en la zona de conexión meridional entre Sierras exteriores y Sierras Marginales. Atraviesa las Laminas de BalzesBoltaña, Alcanadre y El Tozal, y muestra como la estructura del anticlinal del Balzes continua hacia al SE aunque, no como expresión cartográfica, se extiende por debajo de los depósitos Terciarios continentales de la Cuenca del Ebro. Se supone que estos tres cabalgamientos se formaron según una secuencia de bloque inferior indicada en el Eoceno. El emplazamiento del cabalgamiento de El Tozal (cabalgamiento inferior del sistema) coincide con la sedimentación de la Formación Uncastillo (Oligoceno superiorMioceno inferior). Si se compara este corte con el corte 7 de MartínezPeña et al. (1992), en la figura 18, con el cual se intersecta a la altura del sondeo HU-01 se evidencia la conexión estructural que existe entre las Sierras Exteriores y las Sierras Marginales. Hacia el SE del anticlinal de Balzes, se pueden mencionar otras expresiones estructurales importantes tales como el diapiro de Naval (Santolaria, 2012) y el anticlinal de Barbastro Balaguer (MartínezPeña y Pocoví, 1988). Parte de los materiales corresponden al bloque inferior de la lámina de Mediano, queda expuesta en superficie por el diapiro de Naval (lámina de Naval). La lamina de Naval a su vez cabalga sobre una nueva lamina (BoltañaBalzes) cortada por el sondeo HU-01. La lámina de BoltañaBalzes según el corte número 7 de MartínezPeña et al. (1992), en la figura 18 cabalga sobre otra unidad (probablemente con una estructura compleja de escamas y lenticulas de cabalgamiento) cuya manifestación más meridional es la klippe del afloramiento localizado en el Monasterio del Pueyo de Barbastro (escama adelgazada de materiales de cobertera que cabalga sobre la Formación Yesos de Barbastro). El anticlinal de Barbastro en los cortes diagrama de Gil y Jurado (1998) representados en la figura 18, se caracteriza como el resultado de la combinación de tectónica, mecanismos de carga diferencial y movimiento de las evaporizas y yesos (buoyancy) de Barbastro (Paleógeno). Su evolución abarca desde el Oligoceno tardío hasta el presente y el último pulso de la tectónica alpina que ha jugado el papel principal de su evolución (MartínezPeña y Pocoví, 1988; Gil y Jurado, 1998). Una expresión similar de la estructura, con una interpretación propia puede verse en los cortes de McElroy (1990), en la figura 19 confirmando que bajo compresión las capas ricas en evaporita usualmente operan como niveles de despegue (Gil y Jurado, 1998). Hacia el SW (Figs. 17, 19, 20 cortes 1, B, hu6 y hu11 respectivamente) la configuración característica de las Sierras Exteriores puede observarse con alguna complicación local como el retrocabalgamiento de San Román, el emplazamiento de la lámina del Balzes y el acuñamiento de láminas para converger todas en el cabalgamiento basal. En general se observa como el cabalgamiento basal 58 surpirenaico de Sierras Exteriores se emplaza sobre la cuenca del Ebro durante el último pulso tectónico. Figura 19. Cortes diagrama de la vertiente surpirenaica al SE y SW del anticlinal de Balzes en las cercanías del anticlinal del Barbastro, el retrocabalgamiento de San Román y el sector de Bastarás (McElroy, 1990). Hacia el sector central de las Sierras Exteriores atendiendo al corte 6 de Millán (2006) representado en la figura 17, la macro-estructura muestra la superposición de la serie del sinclinorio de Guarga sobre los materiales de la Cuenca del Ebro. Entre estas dos grandes unidades estaría intercalada la Unidad tectónica de AguasSan Felices. En las Sierras Exteriores, bajo el cabalgamiento de Isuela, la estructura aparece definida por el apilamiento de cobertera de edad miocena. En el sinclinorio del Guarga continúa siendo notorio el engrosamiento del conjunto de la serie estratigráfica de S a N, especialmente en las formaciones terciarias situadas por encima de los carbonatos lutecienses. El inicio de la deformación en los anticlinales de Pico del Águila y Gabardiella ocurre en el Luteciense superior. 59 Figura 20. Cortes geológicos de la vertiente surpirenaica en la parte oriental de las Sierras Exteriores, y parte de las cuencas de Jaca y Ainsa (Torrens 1990). En adición a las discrepancias en torno al grado de aloctonia de la cuenca, también se observan diferencias en las interpretaciones de la configuración estructural del anticlinal y la lámina del Balzes (cortes sp01 y hu02; de la figura 20) y de los accidentes estructurales de los alrededores, representados en los cortes de McElroy 60 (1990) y Torrens (1990) de las figuras 19 y 30, como se observa evaluando todos los cortes en conjunto. 3.1.3 Datos pre-existentes en el entorno estudiado A partír de los años 60, el paleomagnetismo se ha aplicado al estudio del Pirineo y de las cuencas de Aquitania y Ebro (Van del Lingen, 1960; Schwarz, 1962). Más de 200 publicaciones indexadas apuntan al creciente interés del paleomagnetismo en el Pirineo. En la actualidad existen más de 21000 desmagnetizaciones provenientes de 1700 estaciones de muestreo, 170 de ellos son perfiles magnetoestratigráficos que juntos suman más de 74 km de sección (Pueyo et al., 2005b, 2006; López et al., 2008 y San Miguel, 2010). La mayoría de los estudios magnetoestratigráficos se han desarrollado en los depósitos sintectónicos y en las secuencias terciarias clarificando sustancialmente la cronología de la cuenca surpirenica. La combinación de los estudios magnetoestratigráficos y de rotación permite caracterizar no sólo la cinemática de las estructuras sino también la cronología y la relación entre pliegues y cabalgamientos (San Miguel et al, 2010). 3.1.3.1 Datos Magnetoestratigráficos Los primeros trabajos de cronoestratigrafía en el Pirineo (Figs. 21 y 23), sentaron una amplia base para estudios posteriores de mayor detalle que acotan las interpretaciones previas. Comenzando con los estudios pilotos de Burbank et al. (1987), numerosos estudios se han centrado en la Cuenca Surpirenaica central. 61 Figura 21. Columnas magnetoestratigráficas y su correlación con la escala global realizadas por Hogan y Burbank, 1996. Su localización en mapa se encuentra en la parte superior izquiera y a la derecha localización a detalle del perfil ArguisMorrepos. 62 Figura 22. Localización y datos magnetoestratigráficos del corte de Arguis correlacionados con la escala geomagnética global, Kodama (2010). En la cuenca de Jaca, tres largos perfiles del tramo Bartoniense -Rupeliense (Salinas, ArguisMonrepós y Yebra de Basa) fueron estudiados inicialmente por Hogan (1993) y Hogan y Burbank (1996) y complementados por Oms el al. (2003) se ocuparon de la sedimentación turbidítica del la parte norte de la cuenca de Jaca y ampliaron el perfil de Yebra de Basa en su base hasta el Luteciense (la sección del Río Aragón). Recientemente, importantes mejoras del perfil ArguisMonrepós (sección de Arguis de edad Bartoniense) fueron realizadas por Kodama et al. (2010) en el entorno de Arguis (Fig. 22). 63 Figura 23. Localización y columnas magnetoestratigráficas y su correlación con la escala global realizadas por Bentham y Burbank, 1996 en las cuencas de Ainsa y Tremp-Graus. Bentham (1992) y Bentham y Burbank (1996) generaron nuevos datos magnetoestratigráficos en el sinclinal de Buil (Cuenca de Ainsa), y los Valles de los ríos Esera e Isábena (Cuenca de GrausTremp) cubriendo todo el Eoceno desde las facies turbidíticas del Grupo Hecho hasta las facies continentales de la Formación Escanilla (Fig. 23). Los datos del perfil del Esera de Bentham y Burbank (1996) han sido complementados y reinterpretados por Payros (2009b) gracias a los nuevos datos obtenidos en la sección de Urbasa-Andía. 64 Figura 24. Columnas magnetoestratigráficas tomadas de Payros et al., (2009b) y referencias en él; localizadas en diversos puntos de la cuenca. 71 Bartoniense) y unos 40º en depósitos deltaicos del Bartoniense (Pueyo, 2000; Mochales et al., in review) del flanco Oeste del anticlinal (Fig. 30). Figura 30. Mapa simplificado del anticlinal de Balzes (tomado de Millán-Garrido, 1996, modificado por Pueyo et al., 2002) con valores de rotación en el sector de Balzes y Boltaña. El eje de los conos representa la declinación paleomagnético (después de la corrección de capa, ABC) y su generatriz, el ángulo de la confianza (α95). 72 3.1.3.3 Estado actual del marco bioestratigráfico. La escala bioestratigráfica vigente de uso para el PaleocenoEoceno (Serra-Kiel, et al., 1998a) con calibración de biozonas de macroforaminíferos bentónicos (Fig. 31), se basa en datos previos bioestratigráficos y magnetoestratigráficos de numerosos autores, entre ellos Kapellos y Schaub, (1966); Schaub, (1975); Schaub (1981), Hillebrandt (1965); Bentham, (1992); Pascual (1992 a y b); Bentham y Burbank (1996). Numerosos datos paleomagnéticos con correlación de SBZ existen pero sólo algunos se han realizado por medio de correlación directa de facies y datos magnetoestrati-gráficos sobre el mismo perfil (correlaciones parciales de Bentham y Burbank, 1996 en el perfil del Esera; Payros et al., 2009b en el perfil de Lizarraga y el perfil del Esera tomado de Bentham y Burbank, 1996 y Mochales et al., 2012a en el perfil del Ara). Por lo tanto, la escala actual esta siendo refinada (Serra-Kiel et al., in press) tomando en cuenta los nuevos datos magnetoestratigráficos (Costa 2011a y b, Mochales 2011 y los contenidos de esta tesis y publicaciones relacionadas en artículos de investigación), y bioestratigráficos para el Paleógeno (Barnolas et al., in press y Samsó et al, in press). 73 Figura 31. Escala bio-estratigráfica de macro-foraminíferos (Shallow Benthic ZonesSBZ), del PaleocenoEoceno del Tethis (Serra-Kiel et al., 1998a), Institut Cartogràfic de Catalunya. 74 75 1.4 Metodología utilizada y técnica de muestreo, análisis y tratamiento de los datos. El paleomagnetismo ha sido la principal técnica aplicada en este trabajo, no solo con finalidades de calibración cronoestratigráfica (en conjunto con la bioestratigrafía), sino también como una herramienta eficiente para caracterizar la cinemática de estructuras a través de la cuantificación de rotación de ejes verticales como es bien probada por diversos autores en el Pirineo meridional (Pueyo, 2003a; Oliva-Urcia y Pueyo2007a; Oliva-Urcia et al., 2010). Inicialmente, en 2006, se realizaron muestreos pilotos y en las zonas del anticlinal del Balzes y del cañón del río Isuela para conocer preliminarmente la calidad magnética de las calizas de las Formaciones Boltaña y Guara. Posterior a ello, se realizaron campañas de muestreo magnetoestratigráfico y una primera campaña de muestreo para el estudio de la cinemática del anticlinal (Fig. 32). Se realizaron numerosas estancias en el laboratorio intercaladas con etapas de muestreo en el campo. Las etapas de laboratorio se realizaron mayoritariamente en la Universidad de Burgos, Universidad de Utrecht y adicionalmente un grupo de muestras fueron medidas en el laboratorio de paleomagnetismo de la Universidad de Barcelona, en el Instituto Jaime Almera (CSIC). Figura 32. Mapa geológico de las Sierras Exteriores (fragmento extraido de Puigdefábregas, 1975) con la localización de los perfiles magnetoestratigráficos (San Pelegrín, Isuela, Gasoducto y Santa Marina de Bagüeste); y la zona de estudio del anticlinal del Balzes. 76 Finalmente, en 2011, y conociendo con mayor detalle la calidad magnética de las diferentes litologías de la zona, se realizaron las campañas finales de muestreo para el estudio de las rotaciones de eje vertical en toda la estructura tomando en cuenta las diferentes edades de las rocas. Durante y posteriormente a las etapas de muestreo y laboratorio, se procedió al tratamiento de datos e interpretación de los mismos, así como a la obtención de resultados, conclusiones y elaboración de los artículos de investigación. 1.4.1 Muestreo y preparación de especímenes Para el muestreo paleomagnético (Fig. 33), se utilizó un sistema de perforación por rotación adaptado a un motor de gasolina, una broca con corona de diamante y un sistema de refrigeración por agua acoplado a través de la broca para evitar grandes subidas de temperatura por fricción. Con ello se perforaron in situ muestras cilíndricas (cores), de entre 3 y 10 cm de largo. Para el muestreo con fines magnetoestratigráficos se obtuvo un testigo espaciado cada 2-3 m de serie. Para estaciones de rotación con fines de restitución se perforaban entre 8 y 20 muestras en una potencia de entre 10 y 20 m de serie estratigráfica. Luego de la perforación, cada muestra fue orientada in-situ respecto a los ejes de coordenadas standard con un dispositivo especial para orientar muestras con una brújula magnética, y en casos que lo requería con una brújula solar (perfil del gasoducto). Una vez orientadas, las muestras fueron sigladas y almacenadas. En el laboratorio, a partír de los núcleos se obtuvieron especímenes de tamaño estandas de palemagnetismo, cortandolos con una sierra de doble disco (BEUHLER PETROTHIN) en el Servicio de Preparación de Rocas y Materiales Duros (SAI) de la Universidad de Zaragoza (España). De cada core se obtuvieron entre uno y cinco especímenes estándar. El muestreo para estudios bioestratigráficos (Fig. 33), consistió en buscar y extraer muestra de niveles ricos en fauna de las rocas en estudio. Una vez en el laboratorio, las muestras se disgregaron en agua y posteriormente en una solución de peroxido de hidrogeno y Na2CO3. Luego fueron tamizadas con mallas de 1.0; 0.5 y 0.2mm de apertura. Estas tareas se llevaron a cabo en el Departament d’Estratigrafia, Paleontología i Geociències marines, Universitat de Barcelona (España). También se realizaron series de láminas delgadas encaminadas a obtener secciones ecuatoriales de los foraminíferos. 77 78 Figura 33. Tareas de perforación, orientación in –situ y adquisición de muestras con fines paleomagnéticos y bioestratigráficos así como toma de datos de campo y tareas de preparación de especímenes en el laboratorio. 79 1.4.1.1 Muestreos con objetivos magnetoestratigráficos y de calibración. Se muestrearon 3 perfiles continuos (Fig. 32), 1690 m de serie en total en las localidades de San Pelegrín (en las cercanías de Alquezar), el cañón del Río Isuela (entre las localidades de Arguis y Nueno) y en el barranco Cañada Zerrada, en el flanco W del anticlinal del Balzes (cerca de la Ermita de Santa Marina de Bagüeste y el pueblo abandonado de Bagüeste). Entre los tres perfiles se perforaron 585 cores. El muestreo para fines bioestratigráficos de la fauna de macroforaminíferos planctónicos presente en las calizas de las formaciones Boltaña y Guara provenientes de trabajos previos (Samsó et al., 1994, Samsó et al. in press, Barnolas et al. In press ) y 273 obtenidas en este trabajo, se contó en total con más de 300 muestras de macroforaminíferos bentónicos entre los tres principales perfiles (San Pelegrín, Santa Marina e Isuela), y en el anticlinal de Gabardiella, donde se estudiaron 760 metros de sección (Samsó et al., in press y Barnolas et al. In press). - San Pelegrín El Perfil de San Pelegrín tiene 540 m de serie muestreada a lo largo de las calizas y areniscas de las Formaciones Boltaña y Guara. Se muestrearon 169 niveles cada 2-3 metros de sección (Fig. 34). 80 87 Figura 38. Perfil de Santa Marina, ubicación de muestreo paleomagnético y bioestratigráfico (BIO) en columna y ortofoto parcial de la hoja 249 georeferenciada (tomada del PNOA, Instituto Geográfico Nacional, http://www.ign.es/PNOA/). Puede observarse detalles de la disposición de las capas en la ortofoto de la zona. 88 1.4.1.2 Muestreos para el estudio de rotaciones de eje vertical (VAR) Figura 39. Ubicación del muestreo paleomagnético de estaciones de control de rotación para el anticlinal del Balzes. Ortofoto parcial de la hoja 249 georeferenciada (tomada del PNOA, Instituto Geográfico Nacional, http://www.ign.es/PNOA/). 89 Para el estudio de las rotaciones de eje vertical (VAR), en el anticlinal del Balzes, se realizó un muestreo de estaciones discretas intentando abarcar homogéneamente toda la estructura dependiendo de la accesibilidad de una zona en la que existen desniveles de hasta 600 m. En diversas campañas de muestreo (sobre todo en mayo y octubre de 2011) se realizaron un total de 64 estaciones de control (780 muestras analizadas), para evaluar los posibles valores de rotación de la estructura en todos los sectores. Adicionalmente se realizó una discretización de datos de los perfiles magnetoestratigráficos de la zona descritos anteriormente (San Pelegrín y Santa Marina de Bagüeste). Las discretizaciones se llevaron a cabo según algunos criterios: continuidad de la estación dentro del perfil (sin saltos entre perfiles), unidad de polaridad, unidad estructural (cambios de buzamiento despreciables) Los perfiles se discretizaron en 11 estaciones adicionales. Para el estudio de la cinemática del Balzes se contó con un total de 75 estaciones y 1149 cores (Fig. 39 y Tabla 1). Adicionalmente ara el estudio de la edad de rotación en el sector central de las Sierras Exteriores, se discretizaron los datos existentes del perfil de Isuela. Los especímenes utilizados (197) se redistribuyeron en diez estaciones para el cálculo de los valores de rotación (estaciones ISU de la Tabla 1). 90 91 Tabla 1. Estaciones paleomagnéticas discretizadas para el cálculo de rotaciones. De izquierda a derecha: Nombre del la estación (Site), localización en coordenadas UTM x e y de Uso: 30, Datum: ED1950 ; número de cores (N); Rumbo, buzamiento y dirección de la capa con la regla de la mano derecha (Rbo, Buz , Dir); Litologia y Unidad estratigráfica a la que corresponde. 92 1.4.2 Análisis de Laboratorio 1.4.2.1 Bioestratigrafía Una vez en el laboratorio, las muestras de sedimentos sueltos se disgregaron en agua y posteriormente en una solución de peroxido de hidrogeno y Na2CO3. Luego fueron tamizadas con mallas de 1.0; 0.5 y 0.2mm de apertura. En muestras de roca, se realizaron series de láminas delgadas con orientaciones preferentes a la geometría de los ejemplares de interés (secciones ecuatoriales). Las muestras fueron observadas y fotografiadas a través del microscopio donde se identificaron especies y taxones para su apropiada descripción y clasificación. Estas tareas se llevaron a cabo por Josep Serra-Kiel en el Departament d’Estratigrafia, Paleontología i Geociències Marines, Universitat de Barcelona (España) y por Josep María Samsó Escolá (Geólogo consultor independiente). 1.4.2.2 Medidas de ASM Luego del cortado de las muestras y antes de borrar el registro magnético de la roca, se procedió a medir la Anisotropía de la Susceptibilidad Magnética (ASM) de todos y cada uno de los especímenes generados. Gran parte de estas tareas fueron realizadas por Silvia García y Elisa Sánchez en el Laboratorio de fábricas magnéticas del Grupo de investigación Geotransfer de la Universidad de Zaragoza. Las medidas fueron realizadas con un KLY-3 de AGICO. Estos cuantiosos datos generados no se presentan en este trabajo de tesis como resultado, aun así las medidas ya han sido realizadas y se interpretarán en el marco de futuros artículos de investigación. 1.4.2.3 Mediciones paleomagnéticas. A partír de Abril del 2006 se realizaron numerosas estancias de laboratorio en el Laboratorio de Paleomagnetismo de la Universidad de Burgos y una estancia de aproximadamente 4 meses en el verano del 2007 en el Laboratorio de paleomagnetismo de la Universidad de Utrecht (Fort Hoofddijk, The Netherlands). También se realizaron algunas medidas en el laboratorio de paleomagnetismo de la Universidad de Barcelona, Instituto Jaume Almera (CSIC), parte de estas medidas fueron llevadas a cabo por Elisa Sánchez y Bet Beamud en los laboratorios de Burgos y Barcelona respectivamente. 93 - Laboratorio de la Universidad de Burgos Se realizaron numerosas desmagnetizaciones térmicas (67% del total), algunas desmagnetizaciones por campos alternos y todas las medidas de adquisición progresiva de IRM (magnetización remanente Isotérmica) así como los análisis de desmagnetización progresiva de la adquisición de magnetización en tres ejes (el test de Lowrie, 1990). Para ello se hizo uso de los siguientes equipos:  Magnetizador de impluso M2T-1 (Ferronato), (Fig. 40a).  Magnetómetro superconductor 2G 755 con brazo portamuestras automático, sistema desmagnetizador por campos alternos e inductor de ARM, todos ellos automáticos y sincronizados (2G), (Fig. 40b).  Sistema de bobinas de Helmholtz (6 m3) autocompensadas (diseño y fabricación propios) con fuente de alimentación automática y fluxgate triaxial MR-3 (Stefan Mayer inst.), (Fig. 40c).  Desmagnetizador térmico TD48-DC (ASC), (Fig. 40d).  Puente de susceptibilidad KLY-4 (Agico), (Fig. 40e).  Pantalla magnética cilíndrica ZG-206 (Magnetic Shield Corp.). Las medidas de las desmagnetizaciones térmicas y de campos alternos se realizaron en el magnetómetro conductor 2G. Para desmagnetizar las muestras se utilizó el desmagnetizador térmico TD48-DC (ASC). La inducción de magnetización por ejes se aplicó con el magnetizador de impulso M2T-1. Se hizo uso de la pantalla magnética y de las bobinas de Helmholtz autocompensadas durante las mediciones. También se controló el valor de la susceptibilidad media de las muestras en cada paso durante la desmagnetización térmica con el KLY-4 para controlar posibles cambios mineralógicos inducidos por el calentamiento. - Laboratorio de la Universidad de Utrecht El laboratorio de paleomagnetismo de la Universidad de Utrecht, cuenta con la siguiente instrumentación utilizada durante la estancia:  Magnetometro 2G Enterprises DC  Magnetometro 2G Enterprises RF-SQUID (Fig. 41a).  Desmagnetizadores térmicos fabricados en el laboratorio 94 Figura 40. Instrumentación del Laboratorio de paleomagnetismo de la Universidad de Burgos. A) Magnetizador de impulso M2T-1; b) Magnetómetro superconductor 2G; c) Sistema de bobinas de Helmholtz; d) Desmagnetizador térmico TD48-DC; y e) Susceptómetro KLY-4. 95  MicroMAG (Princeton AGFM), sobre 2.5 T, con dispositivo de alta y baja temperatura (Fig. 42a).  Balanza de Curie ultrasensitiva de traslación horizontal, Mullender, 1993 (Fig. 42b).  Susceptómetro AGICO KLY-3 Durante la estancia se realizaron desmagnetizaciones térmicas de los perfiles Isuela y Santa Marina en el magnetómetro y numerosas desmagnetizaciones por campos alternos en el magnetómetro con brazo robótico (Fig. 41a y b), de muestras procedentes de los tres perfiles magnetoestratigráficos (incluyendo San Pelegrín). Se realizaron adicionalmente algunos análisis de ciclos de histéresis y algún diagrama FORC en el micromag (Fig. 42a) y alguna curva termomagnética piloto en la balanza de Curie del laboratorio (Fig. 42b). - Laboratorio de la Universidad de Barcelona, Instituto Jaume Almera (CSIC). Se realizaron algunas desmagnetizaciones térmicas (estación DBA), y se controló el valor de la susceptibilidad media de las muestras en cada paso durante la desmagnetización térmica como es rutinario con el KLY. El laboratorio está equipado con:  Magnetómetro superconductor para rocas (2G Enterprises) como se muestra en la Figura 41c.  Desmagnetizador térmico MMTD80 (Determinaciones magnéticas)  Desmagnetizador térmico TSD-1 (Schonstedt), en la Figura 41d.  Desmagnetizador de campo alterno D-Tech 2000 (ASC Scientific)  Desmagnetizador de campo alterno GSD-5 (Schonstedt)  Magnetizador de impulsos IM10-30 (ASC Scientific)  Kappabridge KLY-2 (Geofyzika Brno) 96 Figura 41. Instrumentación de los laboratorios de Utrecht y Barcelona. A) Desmagnetizador térmico 2G Enterprises RF-SQUID y su brazo robótico B)detalles de la bandeja y muestras preparadas para la automatización de las medidas de desmagnetización por campos alternos. C)magnetómetro criogenico 2G enterprices de la Universidad de Barcelona y D) desmagnetizador térmico TSD-1 (Schonstedt), en el CSIC, UB. 103 1.4.3.3 Cálculo de VGPs, calibraciones magnetoestratigráficas y rotaciones (VAR). Para restituir las direcciones calculadas al polo geomagnético virtual (el calculo de las VGPs), se utilizó la latitud local de la zona, en el caso del anticlinal del Balzes: Longitud: 42.31º, Latitud: -0.02º W. Los datos calculados se compararon con la dirección de referencia del Eoceno estable para la península ibérica calculada para la zona de estudio: Dec, Inc, α95; k: 004.6º; 53.2º; 4.6°; 9.6; partiendo de los datos para el Eoceno de la Cuenca Surpirenaica Oriental (Taberner et al., 1999), que se puede consider como parte de Iberia estable para ese lapso de tiempo. Una vez calculadas las VGPs, se generaron secuencias locales de polaridades (LPS), para ser correlacionadas con la escala de tiempo absoluto de Gradstein et al., (2004) actualizada con el nuevo límite Ypresiense/ Luteciense (Molina et al., 2011), y así, de esta forma obtener edades absolutas para cada límite de magnetozona. Cuando fue necesario, para las estaciones de control de rotación del anticlinal de Balzes, los datos calculados fueron comparados con el promedio de los datos preexistentes en la zona (referencia local rotada): Dec; Inc: α 95; k: 043º; 44º; 3.4°; 20.9 (Dinarès-Turell et al., 1992; Dinarès-Turell, 1992; Pueyo, 2000; Fernández, 2004; Mochales 2011; Mochales et al., 2008 y 2012a). Finalmente, el apartado para los resultados y conclusiones obtenidos de este trabajo, se desarrollan a detalle más adelante en el capitulo 5. 104 105 CAPITULO 2. Magnetoestratigrafía y calibraciones bioestratigráficas de macroforaminíferos bentónicos (SBZ) en el Eoceno inferior y medio. 2.1 Introducción. El dominio de los Pirineos ha sido objeto de numerosos estudios magnetoestratigráficos desde finales de los años 70 (Rogenthem, 1976). El conjunto de las secciones estudiadas abarcan más de 70 km de series estratigráficas la mayoría de ellos localizados en los depósitos de la Cuenca Surpirenaica (Burbank et al, 1992a y 1992b; Cascella y Dinarès, 2009; Meigs et al, 1996; Taberner et al, 1999; Costa et al, 2008 y 2009) y en la Cuenca de antepaís del Ebro (Barberá et al., 2001, 2003; Perez-Rivarés et al., 2002, 2004; Larrasoña et al., 2006; Costa et al., 2009, 2010, 2011). Además de varios estudios centrados en límites estratigráficos (Cretácico-Terciario, PaleocenoEoceno, entre otros) en el ámbito cántabro-atlántico (Delacotte et al, 1985; María et al, 1991; Pujalte et al, 1995; Barchi et al, 1997; Galbrun, 1997; Thibal et al, 1999; Le Callonnec et al, 1997; Baceta et al, 2000; Dinarés et al, 2002, 2003, 2007, 2010; Galbrum y Gardin, 2004; Payros et al, 2007, 2009a, b; Molina et al., 2011; Pérez-Rodríguez et al., 2012a), y otros centrados en las facies garum de la cuenca Surpirenaica (Galbrun et al, 1993; Oms et al, 2007; Pereda-Suberbiola et al., 2009), una buena parte de los esfuerzos se han centrado en las plataformas del Paleógeno del Pirineo sur-occidental, central (Pascual et al, 1991 y 1992;. Serra-Kiel et al, 1994; Beamud et al, 2003; Pujalte et al, 2003) y en la cuenca de Aínsa (Holl y Anastasio, 1993; Bentham y Burbank, 1996; Mochales et al., 2012a y b). También una alta concentración de estudios magnetoestratigráficos, estratigráficos, sedimentológicos y estructurales ha abordado el Oligoceno-Mioceno (en su amplio sentido) en sedimentos continentales coetáneos con la deformación y su relación con los eventos de deformación (Mey, 1968; Hirst, 1983; Nichols et al 1984; Hirst y Nichols, 1986; Nichols, 1987 a, b y c; 1988; Loyd, 1994; Millán et al., 1995; Hogan y Burbank, 1996; Meigs, 1997; Loyd et al., 1998; Millán et al 2000; Arenas et al 2001; Beamud et al, 2003; Jhones et al., 1999; Nichols et al., 2004 y 2005; entre otros). Dentro de este excepcional conjunto de datos de la Cuenca surpirenaica y cuenca del Ebro, los depósitos Paleógenos de sedimentos marinos, has sido en cierta medida, poco atendidos. En la cuenca de Jaca, tres largos perfiles Bartonienses - Rupelienses (Salinas, ArguisMonrepós y Yebra de Basa) fueron estudiados inicialmente por Hogan (1993). Oms et al. (2003) amplió el perfil de Yebra de Basa en su base hasta el Luteciense (la sección del Río Aragón), mientras que Kodama et al. (2010) mejoró considerablemente el Bartoniense de la sección de Arguis. En la Cuenca de Ainsa en los alrededores de los anticlinales de Boltaña y Mediano se han 106 retomado los estudios preliminares (Burbank et al. 1987, Bentham 1992 y Holl y Anastasio 1993) y la nueva secuencia de densidad magnética a lo largo de 3.300 ofrece ahora un marco cronoestratigráfico más fiable (Mochales et al., 2012b) con tres nuevos perfiles en el tránsito Ypresiense – Lutecienses (Ara, Coscollar y Mondot). Recientemente, se ha redefinido el límite YpresienseLuteciense (Molina et al., 2011), por la Subcomisión Internacional de Estratigrafía Paleógeno y ratificado por la Unión Internacional de Ciencias Geológicas estudiado en Gorrondatxe y las secciones Otsakar (País Vasco, España), por Bernaola et al. (2006) y Payros et al. (2007, 2009a, 2009b y 2011). El límite en el nuevo estratotipo global y sección de referencia (GSSP) es aproximadamente 800 ka más joven que la base de la polaridad de Chron C21r. Adicionalmente, este límite también ha sido estudiado en el perfil de Urbasa-Andía en Navarra (Bernaola et al, 2006). Estudios multidiciplinares anteriores apoyan este nuevo límite; hay que destacar los estudios magneto-, bio, crono-y cicloestratigráficos en Gorrondatxe (Bernaola et al., 2006, Payros et al., 2007, 2009a y 2009b), Otsakar (Payros et al., 2011) y las secciones de Agost (Larrasoaña et al., 2008 y Ortiz et al., 2008 y 2011). El contenido fósil (nanoplancton calcáreo, dinoflagelados y foraminíferos bentónicos y planctónicos) en estas secciones ha sido exhaustivamente estudiado en los trabajos mencionados. Sin embargo, todas estas secciones comparten un ambiente hemipelágico con facies turbidíticas en el que los foraminíferos bentónicos más grandes son escasos, o pueden ser fácilmente retrabajados en estratos más jóvenes, por lo tanto, el registro de macroforaminíferos bentónicos puede tener un efecto de distorsión en las Shallow Benthic Zones (SBZs). La primera biozonación basada en SBZs del Ypresiense (regionalmente Ilerdiense y Cuisiense en los Pirineos) fue propuesta por Schaub (1981). Esta biozonación se basó en Nummulites y géneros de Asilinas y se correlacionó con el nanoplancton calcáreo en la sección de Campo, en la cuenca sur de los Pirineos donde esta definido el estrototipo del Ilerdiense (Kapellos y Schaub, 1966; Schaub, 1975, Pascual et al., 1992). Posteriormente, Serra-Kiel et al. (1998) caracterizó las biozonas de macroforaminíferos bentónicos para el Cuisiense (Ypresiense tardío) a partir de las biozonas definidas por Schaub (1981) y de la integración de los datos de Hillebrandt (1965) también de la sección Campo. La definición y la calibración temporal de estas biozonas (Serra-Kiel et al., 1998) también tuvo en cuenta los datos magnetoestratigráficos disponibles para la cuenca de Aínsa (sección Mediano por Bentham, 1992 y Bentham y Burbank, 1996). Además de una muy baja densidad de muestreo paleomagnético, esta primera calibración tiene dos debilidades adicionales, las localidades fósiles (Schaub, 1966, 1981 y Kapellos y Schaub 1975) no se encuentra directamente en las secciones magnéticas de Bentham (1992) y, en segundo lugar, en las localidades estudiadas en la cuenca de Aínsa las facies tan poco eran las más adecuadas (en su mayoría 107 de turbiditas por encima, y a exepción, de la plataforma carbonática de la formación Boltaña). Esta limitación también esta presente en otros estudios así como facies muy condensadas en las secciones Gorrondatxe y Urbasa (Bernaola et al, 2006;. Payros et al, 2009; Ortiz et al., 2011, Molina 2011). Adicionalmente a estas limitaciones, el límite YpresienseLuteciense se encuentra erosionado en gran parte de la cuenca y corresponde a un descenso del nivel relativo del mar (Payros et al., 2009b), todo esto aunado a la complejidad tectosedimentaria de la cuenca durante el Eoceno. Los datos magnetoestratigráficos de los perfiles Ara (Mochales et al., 2012b); de Santa Liestra y Meson de Pascual en el Valle del Esera (Bentham y Burbank, 1996 éstos últimos revisados por Payros, 2009b) y el perfil de Lizarraga (Payros, et al., 2009b) son los únicos que presentan una correlación directa pero parcial de datos magnetoestratigráficos con las SBZ (Schaub, 1981; Tosquella, 1995 en el Valle del Esera y Payros, et al. (2009b) en Lizarraga. Aun así, como se mencionó con anterioridad los perfiles tienen limitaciones de facies y de densidad de muestreo. A pesar de los valiosos datos existentes hasta la fecha, existe la necesidad de refinar con calibraciones directas la biozonación de macroforaminíferos bentónicos en facies apropiadas y con muestreos paleomagnéticos lo suficientemente densos para acotar con mayor detalle los límites de biozonas. Nuevos datos también permitirían poder acotar una cronología de alta resolución para el Eoceno medio en nuevos puntos de estudio. En este trabajo presentamos tres nuevos perfiles magnetoestratigráficos San Pelegrín y Santa Marina (169 y 210 nuevas muestras paleomagnéticas a lo largo de 540 y 650 metros de la sección, respectivamente), ambos ubicados en el anticlinal Balzes y centrados en el estudio del intervalo Cuisiense y Luteciense en la parte mas oriental y meridional de las Sierras Exteriores. Además, en las cercanías del Anticlinal del Pico del Águila, también se ha estudiado la sección de Isuela con un muestreo paleomagnético en 197 niveles en una potente serie de 520m de calizas de plataforma Luteciense y un exhaustivo muestreo bioestratigráfico de 255 muestras con fines bioestratigráficos. Esta sección se apoya en otra potente serie (sección Gabardiella) de 760 m de calizas Lutecienses situada 500 m al Este de la sección Isuela. La integración de los resultados derivados de esta tesis en estos tres perfiles, más el perfil Cusiense del Ara de Mochales et al. (2012b) y los perfiles Bartonienses de Maians, Rubio, Tosa, entre otros perfiles de Costa et al. (2009, 2011 y 2012) localizados en la Cuenca Surpirenaica Oriental, va a permitir recalibrar con precisión, y evitando los problemas mencionados, la escala de SBZ para todo el Eoceno (Serra-Kiel et al., in prep). 108 2.2 Artículos de publicación. Este capítulo esta conformado por las siguientes publicaciones: Lutetian magnetostratigraphic calibration of larger foraminifera zonation (SBZ) in the Southern Pyrenees: The Isuela Section; 2012a. RodríguezPintó, A; Pueyo, E. L.; Serra-Kiel, J.; Samsó, J. M.; Barnolas, A.; Pocoví, A. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 333-334, 107120p. Lutetian magnetostratigraphy in the Santa Marina section (Balzes anticline, Southwestern Pyrenees), 2012b. Rodríguez-Pintó, A; Pueyo, E. L.; Barnolas, A.; Samsó, J. M.; Pocoví, A.; Gil-Peña, Inma; Mochales T.; Serra-Kiel, J. Geotemas, 13, 367p . The Upper Ypresian and Lutetian in San Pelegrín section (Southwestern Pyrenean Basin): magnetostratigraphy and larger foraminifera correlation, 2012d. Rodríguez-Pintó, A.; Pueyo, E. L.; Serra-Kiel, J.; Barnolas, A.; Samsó, J. M.; Pocoví, A.; Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, Acepted (In press). 109 Contents lists available at SciVerse ScienceDirect Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology journal homepage: www.elsevier.com/locate/palaeo Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 333-334 (2012) 107–120 Lutetian magnetostratigraphic calibration of larger foraminifera zonation (SBZ) in the Southern Pyrenees: The Isuela section A. Rodríguez-Pintó a,b,*, E.L. Pueyo a, J. Serra-Kiel c, J.M. Samsó d, A. Barnolas e, A. Pocoví b a Instituto Geologico y Minero de España, Unidad de Zaragoza, c/ Manuel Lasala 44, 50006 Zaragoza, Spain b Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de Zaragoza, c/ Pedro Cerbuna 12, 50009 Zaragoza, Spain c Departament d'Estratigrafia, Paleontologia i Geociències Marines, Universitat de Barcelona, C/ Martí i Franquès, s/n, 08028 Barcelona, Spain d Consultant Geologists e Instituto Geológico y Minero de España, c/ La Calera s/n, 28003 Tres Cantos, Madrid, Spain Corresponding author at: Instituto Geologico y Minero de España, Unidad de Zaragoza, c/ Manuel Lasala 44, 50006 Zaragoza, Spain. E-mail addresses: [email protected] (A. Rodríguez-Pintó), [email protected] (E.L. Pueyo), [email protected] (J. Serra-Kiel), [email protected] (J.M. Samsó), [email protected] (A. Barnolas), [email protected] (A. Pocoví). 0031-0182/$ – see front matter © 2012 Elsevier B.V. All rights reserved. doi:10.1016/j.palaeo.2012.03.012 A B S T R A C T In this paper, we present a chronostratigraphic calibration of the shallow benthic zones (SBZs) of larger foraminifera during Lutetian times based on new magnetostratigraphic data (Isuela section) and two new densely sampled biostratigraphic sections (Isuela and Gabardiella). These sections are located in the External Sierras (Southern Pyrenees) and represent an ideal location to avoid previous chronostratigraphic problems. 1) They belong to a shallow carbonate shelf environment with abundant larger foraminifera, which ensure the reliability of SBZ data. 2) The time span covers almost the entire Lutetian interval. 3) The profiles are sufficiently long to establish trustworthy local scales, both the SBZs (520 m and 760 m in Isuela and Gabardiella respectively) and the paleomagnetic local polarity sequence (LPS) (520 m). 4) The excellent outcropping conditions also permit a detailed paleomagnetic and biostratigraphic sampling to be performed. The LPS at the Isuela section was built after sampling every 2.6 m. In total, more than 359 samples were thermal (244) and alternating field (115) demagnetized. Characteristic remanent magnetization (ChRM) usually dropped at 560 °C. Only 43% the samples (359 demagnetizations) gave reliable directions (high quality) for the LPS. A further short section (Gas line) was also cored (38 samples in 90 m) to obtain more detailed data for the upper part of the section. At the Isuela section, the results allow three pairs of trustable magnetozones to be assembled within the Lutetian. A further 255 samples were taken for biostratigraphic purposes, 55 sites at the Isuela and 52 at the Gabardiella sections being determinant. This density enabled a thorough study of changes in fossil associations to be performed. Assuming a constant accumulation rate within the chron boundaries, absolute ages have been estimated for the biostratigraphic boundaries. Combining all these data allows the previous calibration of SBZ during Lutetian times in the geological time scale to be refined. In particular, with this new data, we identify the SBZ 13/SBZ 14 boundary at 44.46 Ma reaching C20r; a boundary interval spanning from SBZ 14 to SBZ 15 (41.36 and 42.45 Ma) is found within C20n and C19n; and, finally, the top of SBZ 15 can be accurately located at 41.12 Ma (C19r). © 2012 Elsevier B.V. All rights reserved. A R T I C L E I N F O Article history: Received 28 April 2011 Received in revised form 29 February 2012 Accepted 10 March 2012 Available online 19 March 2012 Keywords: Magnetostratigraphy Larger foraminifera Lutetian Biostratigraphic calibration External Sierras Pyrenees 110 1. Introduction During recent years, the shallow benthic zones (SBZs) of Paleogene times have become recognized as a concise alternative chronostratigraphic framework allowing larger foraminifera to be used as biostratigraphic markers. The improvement in temporal resolution, especially in shallow marine shelf environments, is based on the abundance, diversity and high evolutionary rates of, in particular, alveolinids and nummulitids (Serra-Kiel et al., 1998a). The biozonation described by Serra-Kiel et al. (1998a) for the Lutetian times (SBZ 13 to SBZ 16) was mostly based on Pyrenean data, where the paleontological record on planktic foraminifera (Canudo, 1990 and Canudo in Canudo et al., 1988), calcareous nannofossils (Sucunza in Canudo et al. 1988) and larger foraminifera (Schaub, 1981 and Serra-Kiel in Canudo et al, 1988) is well preserved and the anchoring to the geomagnetic polarity time scale (GPTS; Berggren et al., 1995 and Cande and Kent, 1995) was based on magnetostratigraphic data from the Mediano and Esera valley sections of Bentham (1992) and Bentham and Burbank (1996). However, these previous magnetostratigraphic profiles, which implied a great advance in the Pyrenean chronology at the time, can no longer be used for accurate calibrations for following reasons. 1) The magnetostratigraphic sampling of key profiles, in the Mediano and Esera valley sections, was low density (approximately one site every 30 to 50 m). This lack of resolution alone produces a high uncertainty in the correlation. 2) Some facies were not suitable; for instance, some of the data in the Mediano section was taken in turbiditic facies where reworking of the fossil record can be expected. 3) The correlation between the magnetostratigraphic and biostratigraphic data is not straightforward: the samples were collected by different authors in different studies and sections, and this adds further uncertainties. 4) Finally, recent calibration of the GPTS (Gradstein et al. 2004) and especially the redefinition of the new global stratotype for the base of the Lutetian (Molina et al., 2011 and references therein) have to be considered to anchor the magnetobiostratigraphic record. Suitable sections with a continuous succession of limestone from Early Lutetian to Late Lutetian can be found in the Betic ranges (Southern Spain), Espuña and Malvariche Fms. in the Espuña range. These sections offer extensive biostratigraphic data (Serra-Kiel et al., 1998b) but there is a lack of magnetostratigraphy to attach the local scales to the geological time scale. Trying to address these problems, some attempts have been made in different sections all around the Mesogea. 1) The Agost section in Southern Spain was recently proposed as a stratotype for the Ypresian/Lutetian boundary (Larrasoaña et al. 2008; Molina et al., 2011). This section provides magnetostratigraphic calibration and biostratigraphic data from planktic as well as small and larger benthic foraminifera. However, the section is very condensed (115 m), it has a weak magnetic signal, very few sampling points of benthic organisms and, due to the turbiditic environment, could include reworking of facies. 2) The Gorrondatxe and Otsakar sections (Northern Spain) with a clear 111 magnetic record and abundant fossil content (Bernaola et al., 2006; Orue-Etxebarria et al., 2006; Payros et al., 2007, 2009a, 2009b and 2011 and Molina et al., 2011) provide a partial record of the Lutetian time (C22r to C20r). On the other hand, the content of larger foraminifera (SBZ 12 to SBZ 14) is weakened by the absence of the nummulitid assemblage due to the pelagic environment. Therefore, to date there has been no calibration between the SBZ biostratigraphic scale and the geomagnetic polarity time scale under the appropriate conditions to accurately determine the chronological time frame for the Lutetian age. The Isuela section, in the South-Central Pyrenees, is a perfect candidate to avoid the aforementioned problems and to build a reasonable chronostratigraphic calibration between SBZs and the GPTS. Isuela and Gabardiella sections, with their proper correlation, have ideal outcropping conditions and they represent extensive series (520 m and 760 m respectively). Finally, these sections represent a carbonate shelf; an ideal environment for benthic foraminifera in situ development, where the reworking of facies can be ruled out, hence allowing a detailed, continuous and reliable study of larger foraminifera to be performed. In this paper, we report new and extensive paleomagnetic and biostratigraphic data and we propose a recalibration of the Lutetian shallow benthic zones (SBZ 13 to SBZ 16). 2. Geological setting The External Sierras are defined by an imbricate thrust system and associated detachment folds. This system developed during Middle Eocene time and laterally propagated to the West in more recent times reaching the Chattian-Aquitanian boundary (Puigdefábregas, 1975; Millán, 1996; Millán et al., 2000). The rotational activity of these thrusts produced several N-S structures perpendicular to the main Pyrenean trend: Boltaña, Balzes, Pico del Águila, and Gabardiella, among other anticlines. A second tectonic pulse during Oligocene-Miocene times re-located these structures in the hanging-wall dorsal-block (on the underlying thrust ramp) producing the north plunging that, nowadays, affects most of them. The Isuela and Gabardiella sections are located in the hanging-wall of the South Pyrenean sole thrust (basal thrust of the External Sierras), detached in the Triassic evaporites in the Central Zone of the Pyrenees (Fig. 1). The very well exposed outcrop of the syntectonic Eocene marine deposits in External Sierras has been the target of numerous sedimentological studies (Puigdefábregas, 1975; Millán et al., 1994; Barnolas and Gil-Peña, 2001; Castelltort et al., 2003, Barnolas and Pujalte, 2004), structural studies (Poblet and Hardy, 1995; Poblet et al., 1998; Millán et al., 2000; Pocoví et al., 2004; Vidal-Royo et al., 2012), and biostratigraphic studies (Canudo, 1990; Canudo et al., 1988; Samsó et al., 1994). Previous magnetostratigraphic studies have focused on the Bartonian-Chattian interval (Hogan, 1993; Hogan and Burbank, 1996; Pueyo et al., 2002; Kodama et al., 112 2010). Despite all this research, and the fact that the Isuela and Gabardiella sections of the Guara Formation exhibit excellent outcrops with layers rich in larger foraminifera, the Lutetian chronology has not yet been defined in detail. 3. Lithostratigraphy For the studied area (Fig. 1 and Supplementary Material A), the stratigraphy in the External Sierras includes excellent Tertiary and very condensed Mesozoic outcrops. Above the level of detachment of the basal thrust, from base to top, a few hundred meters of limestones, dolomites, and gypsum clays outcrop as the Keuper facies (Triassic in age). Figure 1. a) General geological map from the Pyrenean mountain belt and the Jaca basin showing the location of the cross-section d). b) Local geological map of the Pico del Aguila anticline area and the location of Isuela and Gas line sections (from Millán, 1996 and modified by Pueyo et al., 2002). c) General lithostratigraphic section outcropping at the region. d) Geological cross-section of the External Sierra and Jaca basin, including part of Ebro basin (simplified from Millán, 2006). 119 16; Pl. 11 Figs. 1-4), Alveolina stipes, samples G-3, G-17 and G-20 (Pl. 10 Figs. 1720), Alveolina tenuis, samples G-11 and G-18 (Pl. 10 Figs. 13 and 14), Alveolina obtusa MONTANARI 1964, sample G-12 (Pl. 10 Figs. 10 and 11) , Nummulites lehneri SCHAUB 1981, sample G-4 (Pl. 1 Figs. 10-15; Pl. 2 Figs. 1-5) and Assilina spira abrardi, sample G-4 (Pl. 1 Figs. 1-3; Pl. 2 Figs. 30 and 31). The Middle Lutetian 1 or SBZ 14 is characterized by the presence of the Alveolina munieri, samples G-20, G21 and G-27, the Middle Lutetian 2 or SBZ 15 is characterized by the presence of Alveolina prorrecta, sample G-39 (Pl. 12 Fig. 22) and Alveolina fusiformis, samples G-37, G-40, G-41 and G-43, and finally the Late Lutetian or SBZ 16 is characterized by the presence of the Nummulites dufrenoyi D’ARCHIAC and HAIME 1853, sample 50. As in the Isuela section, in the Gabardiella section the species Fabularia roselli (Pl. 7 Figs. 1, 2, 4 and 5; Pl. 8 Figs. 1-8, 10-12), Pseudolacazina hottingeri (Pl. 4 Figs. 1-3; Pl. 5 Figs. 1, 2 and 8; Pl. 6 Figs. 1-4, 6 and 7), Idalina berthelini (Pl. 9 Figs. 5-7) and Coskinolina roberti are present throughout the Early and Middle Lutetian. Other species such as Fabiania cassis, Gyroidinella magna, Sphaerogypsina globula REUSS 1847, Rotalia trochidisformis, Neorotalia viennoti (Greig, 1935), Halkyardia minima (LIEBUS 1911), Linderina brugesi SCHLUMBERGER 1893, Orbitolites complanatus, Spirolina cylindracea LAMARCK 1804 and Dendritina cf. rangi D’ORBIGNY 1839 are illustrated in Plate 13. All the data about the distribution of larger foraminifera in the Gabardiella section are summarized in Figure 2B. 4.3. Biostratigraphic remarks In Isuela and Gabardiella sections the Lutetian SBZ are characterized by the following assemblages of larger foraminifera: -SBZ 13 (Early Lutetian): In the Isuela section, the representative species are Alveolina. callosa, A. frumentiformis, A. tenuis and A. stipes. In the Gabardiella section, this SBZ is characterised by the presence of Nummulites lehneri, Assilina spira abrardi, Alveolina callosa, A. stipes, A. tenuis and A. obtusa. -SBZ 14 (lower Middle Lutetian): In the Isuela section, this zone is characterised by the presence of Nummulites aspermontis, N. beneharnensis and Alveolina munieri, while in the Gabardiella section this SBZ is indicated by A. munieri. -SBZ 15 (upper Middle Lutetian): In the Isuela section, this SBZ is characterized by the occurrence of Alveolina prorrecta, Nummulites bullatus and N. aff. deshayesi, while in the Gabardiella section the representative species is A. prorrecta. 120 -SBZ 16 (Late Lutetian): In the Isuela section, this is indicated by the occurrence of Nummulites deshayesi and in the Gabardiella section by the presence of Nummulites dufrenoyi. Finally, the most important biostratigraphical contributions of the new data are the following: 1. In the original characterization of the SBZ Alveolina callosa and A. stipes were considered to be exclusive to SBZ 13 (Early Lutetian), whereas in the Isuela section they are found in the lower levels but also with Nummulites aspermontis and N. beneharnensis typical of SBZ 14. These species are found in the Gabardiella section associated with N. lehneri and Assilina spira abrardi that are characteristic of SBZ 13. In summary, it seems necessary to extend the biostratigraphic range of A. callosa and A. stipes to cover SBZ 13 as well as part of SBZ 14. 2. The species Alveolina fusiformis was considered to be exclusive to SBZ 16 (Late Lutetian); our data (Gabardiella and Isuela sections), however, indicate a wider range: from SBZ 14 to SBZ 16 (Middle-Late Lutetian). 3. The trematophore miliolids such as Fabularia roselli, Idalina berthelini and Pseudolacazina hottingeri, not included in the characterization of the SBZs in SerraKiel et al. (1998a) and previously considered by Caus (1979) to correspond to the "Biarritzian", should now be considered to range from SBZ 13 (Early Lutetian) to SBZ 15 (upper Middle Lutetian). 5. Magnetostratigraphy 5.1. Paleomagnetic sampling and procedures Paleomagnetic samples were collected using a portable gas-powered drill with a cooling system. Standard sites were drilled (one long core per site) and cores were oriented in-situ along two different sections: 197 cores in 520 m at the Isuela section and 38 cores in 90 m at the Gas line section (along the Gas pipeline to the west of Isuela section) (Fig. 1b and Supplementary material A). This amounted to an average density of one core every 2.6 m and 2.3 m respectively. The strategy was designed to ensure, a priori, that the Lutetian magnetozones were defined with enough sites (10 to 40 per chron). Sampling was distributed in three stratigraphically overlapping subsections due to the outcropping conditions in the Isuela section (San Clemente Pass). From base to top, 121 subsets I to III were sampled along the main road A-23, one set to the West and two to the East of the road, between the villages of Nueno and Arguis (Huesca Province), from an initial point 30T 712310E, 4686122N to an end point of 30T 712115E, 4686971N (UTM coordinates, 30T zone, European Datum, 1950). The Gas line section, focusing on the boundary between the Guara and Arguis Fms., was drilled South of the Arguis reservoir, to the West of the Isuela section, from 30T 709293E, 4687000N to 709312E, 4687146N, and this overlaps with the top of subset III (Fig. 1 and Supplementary material A). Here, a sun compass was needed to avoid the large local geomagnetic anomaly caused by the shallow gas pipeline. The analysis of the paleomagnetic and rock magnetism was carried out in three different paleomagnetic laboratories at the universities of Utrecht (The Netherlands), Burgos and Barcelona (both in Spain). Thermal (TH) and altenating field (AF) demagnetizations were performed with a 2G superconducting cryogenic magnetometer (in all cases), ASC TD48 with separate heating and cooling chambers (ASC Scientific) and MMTD80 (Magnetic Measurements) thermal demagnetizers (Burgos and Barcelona) and in-house ovens (Utrecht). Progressive acquisition of the isothermal remanent magnetization (IRM) and thermal demagnetization of the IRM (3 axis-IRM) was performed using a M2T-1 pulse magnetizer (Ferronato) and a 2G magnetometer (Enterprises). Susceptibility data was measured using AGICO KLY-2 & 3 Kappabridges (Geofyzika Brno) to monitor the neoformation of spurious minerals during the thermal treatments. In total 244 TH demagnetizations for Isuela section and 38 for the Gas line section were carried out using two demagnetization routines. A first pilot study was carried out with 13 steps every 50° up to 300ºC and every 35º up to 500ºC. After the pilot demagnetization, we selected a more detailed protocol of up to 21 steps starting with 20ºC, 80ºC, 150ºC, then every 20º - 30º up to 560ºC (when necessary), refining the step size to every 10º between 300 and 320ºC. Additionally, 115 AF demagnetizations were performed in 12 steps (2, 4, 6, 8, 10, 15, 20, 30, 40, 60, 80, and 100 mT). Some AF samples were first subjected to TH demagnetizations up to 180ºC, in an attempt to remove spurious components and low unblocking temperature minerals. Specifically, the AF dataset was generated with the aim of supporting the interpretation of the overall results when the quality of TH demagnetization data for some specimens suggested neoformation of minerals in the oven or was in general poor quality. Paleomagnetic directions were calculated by means of end-point and principal component analyses (PCA; Kirschvink, 1980) using the Paldir software (Utrecht University). Profile means were calculated using Fisher’s statistics (1953). Reversal tests were carried out using a bootstrapping method and PmagPy software (Tauxe, 2009). 122 5.2. Components, stability and reliability Natural remanent magnetization (NRM) was found to range between 6 and 1.275 *10-6 A/m, with an average of 206 *10 -6 A/m, and bulk susceptibility from a diamagnetic domain (-6.1 *10-6 SI) to a weakly paramagnetic one (153 *10-6 SI), with an average of 22 *10-6 SI (Fig 3a and 5). The magnetic record was mostly carried by magnetite, as attested by many unblocking temperatures being as high as 500 - 560ºC (Fig. 4a). In addition, there were relatively few samples displaying high coercivities and unblocking temperatures (Fig. 4b) of more than 600ºC (likely due to hematite). However, the primary record was commonly elusive above 540°C, in some cases due to neoformation of minerals in the oven. Indeed, this problem was observed in a small group of samples at oven temperatures of above 240ºC meaning that they could provide no reliable data. Lowrie’s tests (1990) confirmed all the observations indicated above (Fig. 4b) except for the likely (and probably nonsignificant) occurrence of iron sulphides suggested by some drops in the TH demagnetization around the 300-400°C range. Figure 3. Characterization of paleomagnetic directions means and stability tests for the Isuela section. A) Orientation of natural remanent magnetization and histogram of intensities. B) Primary 123 component means before & after bedding correction (Type-1). C) Reversal test following the bootstrapping approach (Tauxe, 2009). Demagnetization diagrams (Fig. 3 and 4a) reveal a low temperature and viscous component up to 250ºC (Dec & Inc: 009, 65; α95: 3°, K: 5), very similar to the present geomagnetic field (Dec & Inc: 359, 57 deduced from the National Geophysical Data Center) that strongly influences the NRM (Fig. 3a). At higher temperatures (210 to 560ºC), demagnetization diagrams display normal and reverse components decaying towards the origin and show several demagnetization steps (Fig. 4). In total (including Gas line samples), we calculated 250 individual paleomagnetic directions (ChRMs) from the orthogonal diagrams (including 61 from AF demagnetizations). This set represents a 63% success rate considering all the samples measured. Remaining data was rejected due to mineral neoformation in the oven, gyro-remanence (AF demagnetizations) or the impossibility of calculating any reliable direction. ChRM directions were classed as a function of the quality of the data indicated by the PCA. Type-1 directions (69% of the successful set) were obtained with three or more demagnetization steps and are characterized by maximum angular deviations ≤ 15°, while type-2 comprises the rest (31%). Although both types were used for calculating VGP paleolatitudes, only type-1 samples were used to define the polarity changes and to build the local polarity sequence (LPS). The stereographic projection (Fig. 3b) of type-1 vectors after bedding correction (ABC) were found to have two pseudo-antipodal components with non-significant differences with respect to the expected inclination (53º); a normal polarity component: Dec: 025, Inc: 44 (k: 4; α95: 13°; R: 0.7324) and a reverse component Dec: 193, Inc: -49 (k: 5; α95: 7°; R: 0.8054). The quality of the polarity means (α95 and k) showed similar parameters before and after bedding correction (BAC & ABC; Fig. 3b). Notably, the combined analysis of remagnetization circles and direct observations (McFadden and McElhinny, 1988), performed by Rodríguez-Pintó et al. (2008), predicted significantly larger deviations with respect to the reference (Dec: 030, Inc: 36 [k: 65, α95: 3°]), in agreement with other rotation datasets in the area (Hogan, 1993; Pueyo et al., 2002). The bootstrapping approach to the reversal test (Tauxe, 2009) involves plotting cumulative distributions of the Cartesian coordinates of the bootstrapped common mean (normal plus reverse). In all cases, confidence intervals for the normal and reverse antipodes overlap on all three axis (Fig. 3c), demonstrating that the normal and reversal means cannot be distinguished at the 95% level of confidence. That is, the Isuela section passes the reversal test suggesting the primary character of the magnetization. Although the monoclinal nature of our profile means that the fold test cannot be applied, we believe that the dataset can be interpreted as a primary record of the magnetic field; this is in agreement with extensive evidence in the Southwestern Pyrenean Basin, including in the Bartonian (Hogan, 1993; Pueyo et al., 2002 and 2004; Larrasoaña et al., 2003 and 2004) Bartonian-Lutetian (Oms et al., 2003) and, especially, the Lutetian-Ypresian (Mochales et al., 2012a; Rodríguez- 124 Pintó et al., in review) where similar rock types and formations have been studied in equivalent structural locations. Figure 4. A) Orthogonal diagrams of thermal demagnetization of the Isuela section samples. Stereographic projection directions and the normalized intensity decay diagrams are also shown. B) Progressive isothermal remanent magnetization acquisition & Lowrie’s tests (1990). 125 There is some scattering in the paleomagnetic signal in the Isuela section (Fig. 3b). In view of the Lowrie’s test (1990) data, this noise cannot be attributed to the occurrence of magnetic sulphides as in the case of the Bartonian to Ypresian mudstones of the Ainsa and Jaca basins (Larrasoaña et al., 2003; Rodríguez-Pintó et al., in review; Mochales et al., 2012b). It is more likely that the source of this noise is magnetic overlapping as has been detected in the Eastern part of the Lutetian basin (northern Balzes anticline), where a reverse and post-folding component has partially erased the primary record (Rodríguez-Pinto et al., 2011; and Rodríguez-Pinto, et al. in review). In any case, the scattering in the Isuela sector is comparable to that observed in many magnetostratigraphic studies in similar rocks of the same age (Oms et al., 2003; Larrasoaña et al., 2008; Molina et al., 2011; Payros et al., 2011) and can be considered acceptable, in view of the consistent pattern of magnetozones (Fig. 5). For that reason and aiming to generate a filtered VGP column ensuring the reliability of the LPS and reducing the magnetic noise to some degree, we have only used type-1 samples to build the LPS (Fig. 5). 5.3. Local Paleomagnetic Sequence The bottom of the Isuela profile begins with approximately 25 m of limestones of the Boltaña Fm. (Samsó et al., in press) followed by an unconformity at the base of the Guara Fm. Paleomagnetic data from this lower part have poor quality reverse polarity (R0), evidence from type-2 samples indicating the same pattern. This first reverse would be in agreement with the Ainsa Basin magnetostratigraphy at the top of the Boltaña Fm. [Bal Ferrera section by Mochales et al., 2012b). Within the Guara Fm., we are able to characterize three pairs of magnetozones in the Isuela composite section and an extra pair at the base of the Arguis Fm., on top of the profile, if the Gas line section is considered (Fig. 6). In general, reverse magnetozones are better defined than the normal ones. Local magnetozones have been defined with, at least, six consecutive reliable sites, although most of them are defined by more than 10. The upper boundary of the uppermost reverse magnetozone (R4 within Arguis Fm) was estimated using the magnetostratigraphic section by Kodama et al. (2010) located at the same position (Gas line section). The base of the Guara Fm. at the Isuela section begins with a reverse polarity (R1) from the unconformity up to meter 81 (magnetozone spans by 31 m, Fig.5). The N1 magnetozone has a normal polarity up to 114 m. Six type-1 plus another 6 type-2 samples clearly demonstrate the normal polarity zone N1 and the onset of R2. The R2 magnetozone unambiguously continues up to meter 207 (26 type-1 and 12 type-2 samples). The distinct R2/N2 boundary gives rise to the long (161.5 m) and nosier N2 zone; defined by several sites (32 type-1 + 4 type-2). Within N2, two poorly defined reverse zones (around meters 230 and 310) do not fulfill the criteria to be established as local zones (4 and 3 type-1 samples respectively). 126 Figure 5. Paleomagnetic results from the Isuela section, from left to right: lithostratigraphic log, Natural Remanent Magnetization (mA/m) & bulk of susceptibility (S.I.*10-4), declination & inclination after bedding correction, virtual geomagnetic poles and local polarity sequence. 127 Again, the top of N2 (meter 368.5) is more evident by observing the more stable and clearer R3 zone; 32 sites (after filtering) over 128 m and extending up to meter 497. Finally, the base of the upper magnetozone (N3) is accurately located in the Isuela section but the outcropping conditions prevent further sampling and we were unable to establish its upper boundary (6+1 type 1 and 2 respectively). Unfortunately, the top of N3 cannot be reliably monitored at the Gas line section (Fig. 6). That is, measurements of samples from this section were very noisy (very variable VGP) and hence we cannot rely on them to determine the top of N3. However, as will be discussed later, this uncertainty has no implications for the recalibration of the Lutetian SBZ, though it is an issue that should be addressed in future research. 6. Discussion: Lutetian SBZ Calibration 6.1. Paleomagnetic calibration Firstly, we can attempt to independently correlate the seven local magnetozones identified at the Isuela section (Fig. 7) with the geological time scale (Gradstein et al. 2004). We will consider the biostratigraphic data in a broad sense (Canudo et al., 1988 and 1991; Samsó et al., 1994); these authors agree on the Lutetian age of the Guara Formation. The goal is to obtain a more independent chronological calibration based only on the local magnetic sequence. Then, we will cross-calibrate the two scales to redefine the new SBZ boundaries. The first reverse magnetozone, R0, at the bottom of the profile and located at the top of the Boltaña Fm., seems to correspond to C22r (Upper Ypresian) in agreement with magnetostratigraphic data from the Bal Ferrera section (R3 in Mochales et al., 2012b). The boundaries of this magnetozone cannot be accurately constrained in the GPTS scale since the lower part is absent and the upper part of Boltaña Fm. is clearly eroded in this section. Above the Boltaña Fm., we have identified six magnetozones within the Guara Fm. This pattern can be easily correlated to the GPTS considering the Lutetian age from previous studies (Canudo et al., 1988 and 1991 and Samsó et al., 1994): R1 and N1 must belong to chron C21. The base of R1 cannot be precisely calibrated since we have not found the C22n/C21r boundary (48.599 Ma) as defined by Gradstein et al. (2004), but its top (81 m) can be located at 47.235 Ma (C21r/C21n). Further, the upper boundary of N1 (114 m) is tied at 45.346 Ma. The magnetozone R2 is identified as C20r (45.346 - 42.774 Ma). In a similar way, N2 is assigned to C20n (42.774 to 41.590 Ma). Finally, R3 and N3 magnetozones are identified as C19r and C19n respectively (41.59040.671 & 40.671 to 40.439 Ma), although the upper boundary of N3 (Isuela section) cannot be exactly assigned.Therefore, the Arguis 128 Fm. base (R4) defined by Hogan (1993) and by Kodama et al., (2010) must correspond to C18r. Figure 6. Composite section (Isuela, Gas-line and Arguis sections). All sections include litostratigraphic log (except Arguis), Virtual Geomagnetic Poles and Local Polarity Sequence. 6.2. Biostratigraphic calibration: Three biostratigraphic boundaries have been identified within the Isuela and Gabardiella sections (Figs. 2A, 2B, and Supplementary Material B). The correlation between the larger foraminiferal biozones (SBZs) and the magnetozones at the Isuela section (Fig. 7) has the following implications. The boundary between the Early Lutetian and the Middle Lutetian 1 (SBZ 13 - SBZ 14) is located in the first third of the chron C20r (estimated to be at 44.52 Ma assuming a constant accumulation rate within the chron). The limit between the Middle Lutetian 1 and Middle Lutetian 2 (SBZ 14 and SBZ 15) is imprecise, this boundary interval spans from 41.36 to 42.45 Ma, and it is constrained between the uppermost part of C20n and the lowermost part of C19r. The boundary between Middle Lutetian 2 and Late Lutetian (SBZ 15 231 References Bailey, R.C. and Halls, H.C., 1984. Estimate of confidence in paleomagnetic directions derived from mixed remagnetization circle and direct observational data. Journal of Geophysics, 54, 174-182. Dinarès-Turell, J.; McClelland, E., 1991. A cautionary tale for palaeomagnetists; a spurious apparent single component remanence due to overlap of blocking-temperature spectra of two components. Geophysical Research Letters. 18; 7, Pages 1297-1300. Halls, H.C., 1976. 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(2). a Geodinámica Interna., Ciencias de la Tierra, U. de Zaragoza, Spain b Oficina de Proyectos de Zaragoza, Instituto Geológico y Minero de España, Spain ∗ Corresponding author at: Geodinámica Interna., Ciencias de la Tierra, U. de Zaragoza, C/Pedro Cerbuna s/n, Edificio Ciencias Geológicas, Departamento de Geodinámica Interna, Planta 2; of. 20. 50009. ZARAGOZA, Spain. E-mail addresses: [email protected], [email protected], (A. Rodríguez-Pintó), [email protected] (M.J. Ramón), [email protected] (B. Oliva-Urcia), [email protected] (E.L. Pueyo), [email protected] (A. Pocoví). A B S T R A C T When two or more magnetic components share the same temperature and/or coercivity spectrum in a rock, the paleomagnetic components are said to be overlapping. Failure to separately identify these components in the laboratory may lead to substantial errors in the declination and inclination of the primary component (including apparent changes in polarity and with a marked impact in stability tests). Recently, numerical models have been proposed to understand this problem in relation to fold geometry; these allow the expected declination and inclination errors at different locations across the fold surface to be identified and estimated. In this paper, we present a real case study of overlapped paleomagnetic directions from the northern part of the Balzes anticline (South Central Pyrenees). A new dataset is established based on 206 paleomagnetic samples taken in a wide variety of structural locations. Several facies including limestones, siltstones and marls from Eocene marine and deltaic sediments were studied. This dataset shows the occurrence of paleomagnetic overlapping controlled by lithology. That is, most paleomagnetic directions derived from marls show hardly any significant declination and inclination errors and they are consistent in all structural positions. In contrast, in most of the limestones there is strong overlapping and significant errors related to the fold geometry. The dataset also enables the evaluation of errors as a function of structural position. The numerical model for Balzes anticline overlapped directions shows qualification and quantification of errors in all possible structural positions and the effect of overlaps on the fold test is also analyzed. Through the use of numerical modeling we propose a new tool to deal with data with a strong overlapping of components as in this case study. The identification and quantification of the overlapping ratio potentially enables data to be filtered to eliminate such errors and also allows suitable structural positions where error is minimized to be identified. A R T I C L E I N F O Article history: Received 30 September 2010 Acepted 07 October 2012 Edited by: Keywords: Overlapping Primary and secondary paleomagnetic record Declination and inclination errors External Sierras Eocene Guara limestones 234 1. Introduction When we demagnetize a rock in the laboratory aiming to characterize the paleomagnetic components, it is necessary to confirm whether the components have been correctly separated. The simultaneous removal of two or more paleomagnetic components (overlapping) may occur during laboratory procedures and this hinders the proper identification of the characteristic component. In turn, this reduces the reliability of the data (Van der Voo, 1990) leading to important declination and inclination errors, apparent changes in polarity and also geologically meaningless stability test results (Pueyo, 2010; Rodriguez-Pintó et al., 2011). The problem of overlapping of components was first described many years ago (Halls, 1976), and several techniques such as the convergence of remagnetization circles have been proposed as a potential solution (Bailey and Halls, 1984; Schmidt, 1985 and McFadden and McElhinny, 1988). Further, cases of complete overlapping (Dinarès-Turell & McClelland 1991), and modeling of partially overlapped directions (Halim et al., 1996) have also been analyzed. On the other hand, very little work has been done to explore in detail the nature and the effects of overlapped components in deformed areas. Figure 1: Overlapping as a function of folding (concept). A) Primary acquisition of the primary magnetization (bed is horizontal and meridian plane [P] is vertical). B) Folding and overlapping. The beds and primary vectors are folded to the west, then, a secondary reverse component is acquired and overlaps with the primary one (the resultant vectors are coplanar with S and the folded P). C) Restoration of overlapped vectors to the original coordinate system. Substantially different vectors are found (both declination and inclination) for the two polarities. The observed errors would change if the folding axis orientation and magnitude (dip) were different. 235 Recently, Rodriguez-Pintó et al. (2011) highlighted the important influence of fold geometry on the magnitude of the errors from overlapped directions. Let us consider a simple example illustrating this problem (Fig. 1). Imagine a horizontal flat bed with a primary magnetic vector (we consider both possible polarities within the meridian plane). Later, this bed is folded. Then, a secondary component is acquired and the primary component is overlapped with that second one (normal and reverse polarities behave differently); the result is an intermediate component in both cases. Significant errors (both declination and inclination) will be found if the vectors are restored to the original coordinate system. The systematic mathematical modeling of overlapped vectors in folds (RodriguezPintó et al., 2011) takes into account fold-axis orientation, degree of limb rotation (dip), magnitude and orientation of the primary (P) and secondary (S) vectors, as well as the ratio of contribution of their intensities (P/S). This approach allows declination and inclination errors to be assessed for any possible geometric scenario (any structural point on a fold surface). This theoretical modeling demonstrates that errors are very asymmetric along the fold and may differ substantially depending upon the magnetic polarity, and also confirms the important influence of the overlapping of components on the fold and reversal tests (RodriguezPintó et al., 2011). Previous dataset (Rodriguez-Pintó et al., 2010), of the Balzes anticline displays substantial differences in the declination record (about 50°) and pervasive shallow inclinations. The dataset was limited and led to a cautionary preliminary interpretation of a kinematics model taking into account the overlapping paleomagnetic components only as a suspicious possibility (Rodriguez-Pintó et al., 2010). Moreover, this dataset displays very variable declination and inclination values compared to the expected inclinations from the stable Iberia for the Eocene (Dec; Inc: α95; k: 004.6º; 53.2º; 4.6°; 9.6, Taberner et al, 1999) and also with the expected direction of rotation for the region (Dec; Inc: α95; k: 043º; 44º; 3.4°; 20.9; see details later). In addition with the single component character of the characteristic remanent magnetization this previous dataset could also indicate a complete overlapping of components (Rodriguez-Pintó et al., 2010), in the sense described by Tauxe (2009). In this paper, we present a new paleomagnetic dataset for the northern section of this anticline. Special care was taken to obtain a representative lithological distribution of samples (limestones, siltstones and marls) as well as an even distribution of sites along the fold. The main goal was to assess the various effects of the overlapped directions as a function of structural geometry as well their effect on the fold test. 236 2. Geological Setting The External Sierras represent the southernmost frontal thrust of the west-central Pyrenees (Fig. 2). Developed during Lutetian-Miocene times, the structure of the External Sierras is characterized by an imbricate thrust system and associated detachment folds. The imbricate system was developed during Middle Eocene times and propagated laterally to the West in progressively younger times reaching the Chattian-Aquitanian boundary (Puigdefàbregas, 1975; Cámara and Klimowitz, 1985; Millán, 1996; Millán et al., 2000; Pocoví et al., 2004). Several characteristic N-S structures, perpendicular to the mean Pyrenean trend (Boltaña, Balzes, Pico del Águila, Bentué, Rasal, and Fachar anticlines) are interpreted to have been caused by vertical axis rotations along the External Sierras front (Pueyo et al., 2002; Mochales et al., 2012). A second stage of thrusting during Oligocene-Miocene times re-located these structures in the higher hanging wall block, producing the northern plunge that today affects most of folds. The Balzes anticline is the easternmost N-S fold of the External Sierras. Together, with the Boltaña anticline are the main structures at the hanging wall of the Western ramp of the South Pyrenean Central Unit, which is built by E-W trending folds and thrusts in its frontal structures and is the detachment of the Mesozoic-tertiary cover over the Triassic evaporites. Stratigraphy The stratigraphic succession at Balzes anticline contains Ypresian to Lutetian rocks. Three main cycles of a shallow marine carbonate platform (Samsó et al., 1992; Barnolas and Gil, 2001) were developed at the distal foreland margin of the Jaca basin (Barnolas and Teixell, 1994). The Alveoline limestone and the Boltaña Formation (Ypresian) represent the first two cycles, which outcrop at the core of the anticline (Barnolas et al., 1991). The third cycle is the Guara Formation (Puigdefàbregas, 1975) and corresponds to the last carbonate platform cycle during Lutetian times. This last formation is most built of limestones and some marly facies, especially at the eastern flank (laterally equivalent to the San Vicente talus Fm; De Federico, 1981). A progressive intra-Guara unconformity has been described in the western limb of the anticline (Millán et al., 2000; Barnolas and Gil, 2001), revealing a folding event during Middle Lutetian times. 237 On top of the Lutetian platform, the Belsué-Atarés deltaic Formation (Bartonian) indicates the transition to continental conditions, clearly established later during the deposition of the Campodarbe Group (Puigdefàbregas, 1975) that outcrops in the core of the Guarga synclinorium. The Campodarbe Group is Priabonian to Upper Oligocene in age (Puigdefàbregas, 1975; Hogan and Burbank, 1996). Structure The Balzes anticline has a curved fold axis 17 km long, trending N014E in the northern sector and N150E in the southern sector. The vergence varies from W to SW, describing an arc of about 45° (southwestwards convex) in map view. Structural and paleogeographic studies in the area suggest significant clockwise rotations (CW), related to the westward lateral transfer of the deformation, which would explain the current orientation of the N-S anticlines (Puigdefàbregas, 1975; McElroy, 1990; Millán, 1996; Millán et al., 2000). Indeed, several paleomagnetic studies in the area confirm this hypothesis; 40º to 60° of CW vertical axis rotations (VAR) have been documented in several Ypresian (Ilerdian-Cuisian) and Lutetian localities around the Boltaña anticline (Dinarès-Turell et al., 1992; Dinarès-Turell, 1992; Pueyo, 2000; Fernández, 2004; Mochales 2011; Mochales et al., 2008 and 2012). Bartonian-Priabonian deltaic and continental sediments to the east of the Balzes anticline show a moderate CW rotation of 15-20° and a smaller non-significant rotation (Bentham, 1992; Pueyo, 2000), which points to a Bartonian-Priabonian age for the emplacement of the underlying thrust sheets (Mochales et al., 2012). 238 Figure 2: A) Geological map of the External Sierras and the Jaca Basin (southwestern Pyrenees) based on Puigdefàbregas (1975) and Millán, (1996, 2006). B) Stratigraphic sequence in the region. C) Geological cross-section of the Balzes anticline (see location in figure 2A), including large portions of the Ainsa and Ebro basins (Millán, 2006). UTM coordinates (zone 30T and ED50). 239 3. Sampling and laboratory procedures Eleven new sites (206 paleomagnetic cores) were sampled in marls, siltstones and limestones in the northern part of the Balzes Anticline (Fig. 3). The samples were drilled with a water-cooled, gas-powered machine and oriented in-situ using a magnetic compass. The BG sites (BG01 to BG05) were drilled at the western limb of the Balzes Anticline near the village of Bagüeste and Santa Marina hermitage in intra-Lutetian marly and siltstone facies. Along the eastern limb, five new sites (SS) were drilled in Lutetian marls, siltstones and limestones (SS02 –SS06) near Sarsa de Surta village. Figure 3. Orthophoto quad of the Balzes anticline displaying the accurate location of the sites sampled in this study. Image (1:5.000 scale) taken from the Aragonian Government, SITAR database. (http://sitar.aragon.es). White arrows represent the structure (Balzes and Boltaña anticlines) axis. Finally, a new small profile (63 samples) DBA01 was obtained by drilling through siltstones and marls in the fan-delta deposits of the Belsué-Atarés Formation, 1.5 Km South of Las Bellostas village and North of SS. These new data were combined with a previous magnetostratigraphic profile from the Guara limestone (650 m), which contained more than 360 demagnetized specimens (Rodríguez-Pintó et al., 2010). 240 Here, we have reprocessed only the best quality data from that profile, and have divided it into six sites (BZ01 to BZ06 with more than 20 specimens/site). It is worth mentioning that the new BG sites correspond to the same structural and stratigraphic location as the BZ sites, though in the BG case only marls were sampled. In addition, specimens from one site from Rodríguez-Pintó et al. (2010) (SS1) have been included (Fig. 3). Paleomagnetic measurements were carried out at the Paleomagnetic laboratory of the University of Burgos (Spain) and in the Paleomagnetic laboratory of Barcelona (Universitat de Barcelona and the Consejo Superior de Investigaciones Científicas, CSIC). Detailed stepwise thermal (TH) demagnetizations (increments of 20-30°C, and of 10ºC near the sulphides demagnetization window) and additional alternating field (AF) demagnetizations (intervals of 2-5 mT up to 20 mT and then every 10-20 mT) were done using 2G superconducting cryogenic magnetometers, with TD-48 SC (ASC Scientific) and MMTD80 (Magnetic Measurements) thermal demagnetizers (in Burgos and Barcelona respectively). Magnetic susceptibility measurements were carried out with KLY-2 and KLY-4 Kappabridges software (Geofyzika Brno) (in Burgos) during the thermal treatment to test for possible mineralogical changes. In total, 206 standard specimens were thermally demagnetized and 190 with alternating fields. Progressive isothermal remanent magnetization (IRM) acquisition and threeaxial IRM demagnetization (Lowrie test, 1990) were conducted on a selected set of specimens. The induced magnetization for the Lowrie test was applied with a M2T-1 pulse magnetizer (Ferronato). Individual directions at the specimen scale were calculated by endpoint and principal component analyses (PCA, Kirschvink, 1980) using the Paldir software from Utrecht paleomagnetic laboratory. Fisher (1953) statistics were applied to calculate individual site means. The fold test was performed using the bootstrapping approach as in Tauxe and Watson (1994) and Tauxe (2009). 4. Rock Magnetic data The Guara limestones were found to have very low magnetic intensities of natural remanent magnetization (NRM) with a mean value of 0.347 mA/m (ranging from 2.960 to 0.003). Surprisingly, siltstones and marls showed values between 1.850 and 0.014 and a mean of 0.374 mA/m. Both lithological groups fall within the “matrix related” susceptibility ranges (Rochette 1987), marls being found to have low paramagnetic susceptibility (mean: 32.6 *10-6 SI) and limestones having mainly diamagnetic and some weak paramagnetic contributions (mean: -3429 *10-6 SI) (Fig. 4). 247 a central location of the Balzes anticline (Longitude: 42.31º, Latitude: -0.02º[W]) from data from the Eocene eastern foreland of the Pyrenean Basin (Taberner et al., 1999), which is considered part of stable Iberia. Overall, a wide variety of rotation magnitudes and inclination errors were found (Figures 6b & 7 and Table 1). There are also notable differences in some of the Balzes data when compared to previous data for the area (see compilation in Mochales et al., 2012). We evaluated the variability of the Balzes paleomagnetic data after restoration (ABC) considering the geometry of this anticline (Fig. 7). Along the eastern limb (SS sites; Table 1) there are CW rotations of + 31º to +68º (α95 <15º) and inclinations of -27º to -45º (some of them shallower than the expected inclination). Sites SS01 and SS02 have inclinations closer to the expected Eocene reference and rotations that were not significantly different to the expected local rotations (Dec, Inc, α95; k: 043; 44°; 3.4°; k: 20.9 Fig. 8a). This paleomagnetic local (also regional) reference for the westcentral Pyrenees in the Boltaña anticline and Ainsa and eastern Jaca basins is based on 89 individual means derived from seven magnetostratigraphic sections (Bentham 1992; Mochales et al., 2011 and 2012) and numerous paleomagnetic sites distributed across that region (Dinarés, 1992; Pueyo, 2000; Fernández, 2003). Comparing this local reference with data along the Balzes western limb, the BZ reverse polarity sites (all limestones) have counterclockwise (CCW) rotations of –06º to –57º and shallow inclinations (–14º to –44º). In contrast, the reverse directions from the western limb (BG sites; marls and marly limestones) have more variable rotations between –35º and +43º and moderately shallow inclinations similar to the expected direction (– 33º to –53º). It is worth mentioning that only a few and very scattered normal directions were found at the BZ04 and BG03 sites, where the mean direction corresponds to an apparent large CW rotation (+108° to +118º) and anomalous inclinations (-12º to +25° respectively). Finally, the robust DBA01 site (with almost 100 marls specimens from deltaic facies) indicated a consistent direction (Dec, Inc, α95; k: 228; -45; 5°; 15, n: 63) similar to the expected local direction. All these observations suggest that data variability is strongly related to the lithology. 248 Figure 7. Paleomagnetic rotations in the Balzes and Boltaña anticlines. Geological map displaying rotation magnitudes (cone axes). Cone axis represents the paleomagnetic declination (after bedding correction, ABC) and cone generatrix the confidence angle (α95). Data from Bentham (1992), Dinarès-Turell (1992), Pueyo (2000), Fernández (2004), Rodriguez-Pintó (2010), Mochales (2011), and white cones (BG, SS, DBA) from this study. 249 6. Discussion. The variability (both in declination and inclination) found in the paleomagnetic data in the original coordinate system (ABC) from the Balzes anticline (Figs. 7 and 8b) is mostly from the Guara platform limestones and contrasts with the stable CW rotations and moderately shallow inclinations found in the marls facies studied (BG01, BG02, SS01, SS02 and DBA01 sites, Fig. 7 and Table 1). As pointed out earlier, the directions in the marls are indistinguishable from the data obtained by other authors (“local reference” Fig. 8a) in the talus, deltaic and turbiditic facies of the same age in the Jaca and Ainsa basins (Dinarés, 1992; Bentham, 1992; Pueyo, 2000; Fernández, 2004; Mochales et al., 2012). Figure 8 Constraints on the Balzes anticline modeling. A) Previous paleomagnetic data (site means) after bedding correction in the Boltaña anticline, the Ainsa basin and the eastern Jaca basin: Bentham (1992), Dinarés-Turell (1992) Pueyo (2000), Fernández (2004), Mochales et al. (2012). Taken together, these allow the expected paleomagnetic direction in the region to be defined. B) Individual site means (after bedding correction) derived from this study in comparison to the regional paleomagnetic direction. C). Equal area projection of bedding poles allows the fold axis orientation to be defined in the Balzes northern sector as a major geological constraint to model the overlapping of primary and secondary records. Therefore, lithological control must be taken into account to understand the declination and inclination errors. Limestones are clearly affected and their errors seem to be related to fold geometry, while there tend not to be declination/inclination errors in marls and marly-limestones. This observation points to a likely overlapping of paleomagnetic components in the limestones, but not in the marls (or at least they are affected to a much lesser extent). The failure to obtain demagnetization circles further suggests a complete overlapping of components with the same 250 demagnetization spectrum giving an apparent but spurious single component as in Dinarès-Turell and McClelland (1991) and Halim et al. (1996). Recently, Rodriguez-Pintó et al. (2011) proposed mathematical models relating fold geometry and the declination and inclination errors caused by total overlapping of primary and secondary vectors. We considered that these models might be useful to check the hypothesis of the overlapping of components in the Balzes anticline. If applicable, we would then be able to 1) plot the areas where the overlapped vectors scatter as a function of fold geometry on a stereographic projection (Fig. 9), and 2) numerically model the errors and filter them (Fig 11). Qualitative (stereographic) modeling The forward stereographic modeling of overlapped vectors is conducted as follows. (1) A primary record (P) of the original paleomagnetic field (two polarities) is assumed when the beds are horizontal (i.e. the paleomagnetic reference is known). (2) Subsequently, these beds are folded in a cylindrical fashion (plunge is insignificant), and a variety of dips in both limbs are considered. In the case of the northern sector of the Balzes anticline, the fold axis trend can be estimated from field data (Fig. 8c): N013E. In addition to the hinge (dip =0), three additional bed orientations (dips) were modeled on each flank; 30°, 60° and 90°. (3) The fold underwent a 50° (Mochales et al., 2012) vertical axis rotation. (4) Then, the P vector is overlapped with a postfolding and post-rotation secondary field (S component). Note that we assume an overlapping after all deformation events. Moreover, we have considered two polarities for the S component, since this is initially unknown. 5) This model is finally restored to the horizontal (bed by bed), to identify the preferential regions where the overlapped vectors can be found as a function of structural location (Fig 9). Fold limbs have been modeled separately to show a clear image of the overlapped regions. P and S vectors are considered to have the same intensity; that is, the P/S ratio is 1. Along the western limb, the stereographic model predicts overlapping zones depending on the secondary component nature (normal or reverse). When the normal primary component is overlapped with a reverse secondary vector, the overlapped resultant vectors would give apparent CW rotations and shallow inclinations implying apparent polarity changes in extreme cases. When, on the contrary, the reverse P overlaps with a reverse S component, there are apparent CCW rotations and again shallow inclinations (Fig. 9-4B & 5-West). The opposite effect in declination is observed when the S direction has a normal polarity (Fig. 9.4A-West) and, again, a generalized shallow inclination is found for both polarities. 251 Figure 9. Qualitative stereographic model of the northern sector of the Balzes anticline. The two limbs are treated separately. 1) Primary record in the horizontal primary position; 2) Primary record after folding but before vertical axis rotation (fold axis is N147). Note that four different dips are modeled (from 0° to 90°); 3) Modeled vectors after a 50°-clockwise vertical axis rotation. Here the star represents the orientation of the secondary field; 4.A) Overlapping between the primary folded and rotated vectors and a secondary field (S) with normal polarity and 4.B) reverse polarity. In this case we assume an equal contribution of intensities for the primary and secondary vectors (P/S=1). 5) Primary (circles), secondary (stars) and overlapped (squares) directions at the restored position (bedding corrected). The shaded areas represent overlapping potential areas in each case. 252 Along the eastern limb, when a primary record overlaps with a reverse secondary record, the reverse primary overlapped directions have small CW and CCW declination errors and a slight shallowing of the inclinations. The largest error occurs with an overlapped component that results from a normal polarity P vector (Fig. 9.4.B-East Limb). When the P record is overlapped with a normal component, the effect is the opposite. The limestones of the Balzes anticline (sites with overlapping) fit well with the expected overlapped directions, in particular if a reverse secondary component is considered; large apparent CCW and shallow inclinations are predicted along the western limb (BZ sites), while very small apparent rotations and small inclination errors are expected along the eastern limb. The reverse nature of the secondary component may be the reason for the high temperatures required to demagnetize the component in this direction (350°-420°C), since a supposed overlapping with a spurious present field component would be unlikely to survive to such a high range. In any case, the origin of this reverse remagnetization is intriguing. Given that this record clearly postdates all deformation events including the rotation, we could postulate that this overprint is related to the period of anticline exhumation in Chattian times (Miocene) during Pyrenean thrusting over the Ebro foreland basin. Nevertheless, the true nature of the remagnetization process is elusive. A possible explanation would be related to the pressure-solution mechanism responsible for a pervasive and ubiquitous remagnetization found in the northern Internal Sierras (Oliva-Urcia, 2004; Oliva-Urcia and Pueyo, 2007). On the other hand, this reverse and post tectonic remagnetization has always been found to be very well grouped (Fig. 10), it seems to be related to pressure-solution cleavage (Oliva-Urcia et al., 2008) and it has not been observed south of the cleavage domain, where the Balzes anticline is located. Overlapping versus remagnetization The difference between an overlapping with an intense secondary component and a post-folding remagnetization may be very small and, indeed, it could be just a question of semantics. We have taken into account this possibility to interpret our dataset. There are, however, several reasons for being confident that the overlapping argument is appropriate to explain most of the anomalous vectors in the Balzes anticline: 253 Figure 10. Overlapping versus remagnetization. A) Balzes anticline scattering (equal area) of site means (and confidence angles) before (BAC) and after (ABC) tectonic correction. Bingham’s (1974) and Fisher’s (1953) statistics are displayed. B) Internal Sierras stereoplot of the reverse and post-folding remagnetization (BAC), site means from Oliva-Urcia and Pueyo (2007). C) Ratios of Eigenvectors moduli (Woodcock’s diagram, 1975) for the Balzes anticline (BAC and ABC) compared to the Internal Sierras remagnetization. The girdled character of the Balzes anticline data in contrast to the clustered character of the Internal Sierras dataset is evident here. In addition, the scattering planes in the Balzes anticline are controlled by the fold axis orientation. 1) The first reason is the anisotropic scattering (Fig. 10a) observed in the “in-situ” dataset (BAC; geographic coordinate system). We compared our data with the reverse remagnetization found in the Pyrenean Internal Sierras (Oliva-Urcia and 254 Pueyo, 2007) just to the north of the study area. There, a pervasive post-folding remagnetization was found (Fig. 10b) with a high degree of clustering independent of the structural trends. In contrast, our BAC data clearly scatter across a plane whose orientation is related to the fold geometry. These two sets of data differ substantially; and the differences can be quantified with the Woodcock (1977) diagram (Fig. 10c), where the degree of clustering or girdling can be established from the ratio of eigenvalues of the orientation matrix. Here, the Internal Sierras post-folding reverse remagnetization (BAC) is perfectly defined and field distribution is a pure cluster. Additionally, the weak scattering plane [E1^E2] is not related to the E-W trend in the Internal Sierras. In contrast, the Balzes BAC data falls in a girdle field and its orientation agrees with the local N-S trend of folds. 2) Secondly, the clustering of the “southern negative” direction (Fig. 10a) of part of our data (BAC) can be attributed to the addition of a secondary direction (depending upon the P/S ratio) to a previous (primary) negative one. This produces a negative direction with a small scattering. On the other hand, the addition of this reverse secondary to a primary positive direction yields a highly scattered overlapped direction. In both cases, this scattering plane is controlled, as we noted previously, by the fold geometry. In addition, some site means from the western flank (limestones with anomalous declination and inclination values after restoration) scatter across the south-eastern region of the stereographic net (both upper and lower hemispheres) far from the southern-negative grouping. 3) Finally, if the intensity of the secondary component is much larger than the primary one, the end result would be similar to a “secondary post-folding” direction. This is the case in the Internal Sierras, but only a few of the Balzes sites would fit this model. Therefore, the anisotropic scattering observation (BAC) and the apparent synfolding fold-test (as it will be shown later) allow us to be confident of the strength of the case for overlapping rather than complete remagnetization in our data set. Quantitative model Mathematical relationships between the overlapped vector and the fold geometry have been also established (Rodríguez-Pintó et al., 2011), enabling error estimation. Declination and inclination errors were calculated for all structural positions at the northern part of the Balzes anticline. With this model, it is possible to assess the magnitude of declination and inclination errors at any position and also their variability as a function of the P/S ratio. 255 To assess the magnitude of errors through modeling in this way (Fig. 11), we first need to establish some variables and ranges. We considered: 1) A primary component with both polarities was considered; only very close data from the southern part of the Boltaña anticline (Mochales et al., 2008, 2012) were used as the local reference for the modeling (Dec, Inc, α95; k; n: 049; 51; 6; 8; 88 specimens, Dec, Inc, α95; k; n: 229; -51; 4; 10; 155); 2) a cylindrical fold trending N017E (Fig 8c), which dips ranging between two vertical limbs (-90º to +90º with stepwise interval of 5°); 3) several ratios of intensity between the primary and secondary components (P/S= 3, 2, 1.5, 1.2, 1, 0.8, 0.5 and 0.2); and 4) a secondary post-tectonic record (S) with reverse polarity (Dec, Inc, α95; k; n: 191; -54; 6; 6; 106; BAC) as inferred from the limestones record (Fig. 8a). The local paleomagnetic data (site means) are plotted on these quantitative diagrams (Fig. 11) and, as a first approach, declination and inclination errors are calculated considering the difference with respect to the expected local direction (Normal Dec, Inc, α95; k; n: 049; 51; 6; 8; and Reverse Dec, Inc, α95; k; n: 229; -51; 4; 10; 155). Figure 11. Modeling of declination and inclination errors in the Balzes anticline. Continuous and dashed lines indicate error lines with different P/S ratios (from 0.2 to 3). Polarities are treated separately; the black lines correspond to the normal primary component and the white to reverse polarity. Limb dips are considered from -90º (vertical west limb) to +90º (vertical east limb). White, gray and black numbered circles are the location of BG, BZ and SS sites respectively. Sites with overlapping (limestones) seems to fall within a constant P/S range (0.5 to 1). The errors for the Balzes anticline can be assessed by looking at the results of this numerical model (Fig. 11). The first observation is the asymmetric trend of errors in 256 relation to the fold limbs: declination and inclination errors follow different trends. Maximum values of error are related to minimum P/S ratios (when S vector has the biggest contribution). Declination has maximum errors when the dip of the plane is around 40º and inclination errors are larger when the dip is around 35º. When we plot the real data (filled numbered grayscale circles in Fig. 11) together, with the results of the numerical model (with and black lines), we can classify the paleomagnetic data of the Balzes anticline. First, the non weathered marls (BG1, BG2, SS01 and SS2 sites) seem to be unaffected by the overlapping of components (P/S: 3 or larger), they display reliable inclinations and their declinations are in agreement with other data for the region. Second, in stark contrast, at all BZ sites (except the normal polarity ones) and also BG03, BG04 & BG05 sites there is considerable overlapping in their directions with an intense secondary reverse record (P/S between 1 and 0.2). BZ01 and BZ04 normal polarity sites have very large values of α95 (52º and 30º respectively) and we do not consider the results to be meaningful. This is likely caused by the large errors affecting both declination and inclination when the primary and secondary vectors display opposite polarities. Third, the resolution of the model is low for the reverse polarity data for the eastern limb (SS sites), but both the model and the SS means suggest very small errors. Effects of overlapping in the fold test Finally, we checked the influence of overlapping vectors in the fold test for the northern sector of the Balzes anticline (Fig 12). We used the Pmagpy software (which applies a bootstrap technique; Tauxe et al., 1991) to perform the fold test (developed by Tauxe, 2009). Sites were split in two subsets; the ¨overlapping-free sites¨ (BG01, BG02, SS-01 and SS02), and the remaining sites (those sites with overlapping and/or ambiguous results). The fold test using “overlapping-free-sites” sites gave a positive result and the best grouping was observed between 79 and 102% untilting (95% confidence bounds). Accordingly, a clear pre-folding character can be established, as is expected from previous data in the region (Mochales et al., 2012). On the other hand, with the fold test performed for the “sites with overlapping” (BZ sites and BG03 to BG05) the highest degree of clustering (maximum tau_1) is found between 15 and 89 % untilting, indicating a non-significant synfolding (Fig. 12). This result is again consistent with the deflections that would be expected to be caused by overlapping in the stability tests (Halim et al., 1996; Pueyo, 2010 and Rodriguez-Pintó et al., 2011). 263 en los Pirineos en la zona del Pico del Águila (Pueyo, et al., 2002) y en el anticlinal de Boltaña (Mochales et al., 2012a) demuestran que la velocidad de rotación (aproximadamente 10º por millon de año) es de gran importancia para entender el emplazamiento de las estructuras, la capacidad de acomodamiento de espacio relacionadas con las rotaciones de eje vertical y la forma en que los campos de esfuerzo y deformación varían en relación con la generación de esas estructuras oblicuas. La limitación de incógnitas sin resolver a escala de pliegue (oblicuidad, curvatura, velocidades de rotación), se debe parcialmente a la escasa disponibilidad de estructuras con sedimentos sintectónicos bien expuestos. En las Sierras Exteriores del Pirineo meridional se cumplen los requisitos para abordar este tipo de estudios; series extensas, señales magnéticas de buena calidad y materiales sintectónicos (sinpliegue y sin-rotacionales) bien expuestos. Por estos motivos se han realizado una gran cantidad de trabajos durante los últimos años (Dinarès, 1992; Millán et al., 1994; Poblet y Hardy, 1995; Pueyo et al., 2000; Pueyo, E. 2002; Fernández, 2004; Mochales, 2011 y Mochales et al., 2012a y b entre otros). Este capitulo se centra en el análisis de la curvatura y cinemática de la rotación sufrida por el anticlinal del Balzes y el análisis de la dinámica rotacional de dicho anticlinal y del sector central de las Sierras en las cercanías del Pico del Águila. Adicionalmente a los aspectos señalados con anterioridad, y debido al interés que presenta el anticlinal del Balzes como estructura oblicua, curvada y de cierta complejidad, se llevaron a cabo diversas actividades con el objeto de sentar las bases para la reconstrucción de un modelo tridimensional durante la realización de la Tesis Doctoral. Los objetivos de este trabajo de tesis no abarcan la realización de un modelo 3D final para el anticlinal del Balzes, aun así, se describirán brevemente a continuación las actividades relacionadas en este ámbito. 264 4.2 Actividades para la reconstrucción 3D: Durante los últimos años, la adquisición de información del subsuelo profundo a partir de los perfiles de sísmica de reflexión (ECORS-Pirineos, y Pirineos Occidentales, Golfo de Vizcaya y los ESCIN en el margen Cantábrico) y su integración con datos de superficie u otros datos geofísicos (p.e. ECORS Pirineos Team, 1988; Choukroune, 1992; Muñoz, 1992; Teixell; 1990, 1996, 1998; Vergés et al., 1995; Pous et al., 1995a & b; Álvarez-Marrón et al., 1996 & 1997; FernándezViejo et al., 1998 & 2000; Fitzgerald et al., 1999: Beaumont et al., 2000; Vacher y Souriau, 2001; Vergés et al., 2001 & 2002; Gómez et al., 2002; Martínez-Peña y Casas, 2003; Oliva, 2004; Casas & Pardo, 2004) ha sido fundamental para la interpretación general de la cadena. Este marco ha dado lugar durante los últimos años a gran número de publicaciones científicas de alto nivel así como al interés de compañías petrolíferas que buscan ejemplos naturales (análogos) cuyo conocimiento pueda ser extrapolado a otras zonas del planeta. En este caso, el anticlinal del Balzes podría ser un buen ejemplo análogo de estudio (Rodríguez-Pintó, et al. 2007), ya que presenta unas características peculiares (gran arco de curvatura, sedimentación sintectónica) y excelente exposición de materiales. Para sentar las bases de un modelo de reconstrucción 3D, se propuso la realización una serie de tareas de recopilación, evaluación y filtrado de datos geofísicos y adquisición de datos estructurales clásicos. Adicionalmente, se realizó una estancia de investigación en el “Institut Geomodels, Centre Mixt d' Investigación, Universidad de Barcelona UB e Instituto Geológico y Minero de España” en el año 2007 y una etapa de familiarización con los elementos y software utilizados en la construcción de modelos 3D incluyendo al realización de modelos digitales del terreno e implementación de datos sísmicos para la generación de superficies estratigráficas en 3D a partír de los TEMs, MDTs e información geofísica. Las actividades que se realizaron consistieron en: 4.2.1 Recopilación de datos disponibles. A continuación se muestra y describe la recopilación de datos para el modelo preliminar tridimensional (input data):  Mapas y ortofotos: Mas de cien mapas topográficos a escala 1:5.000 y ortofotos georeferenciadas recopiladas del SITAR (Sistema de Información Territorial de Aragón http://sitar.aragon.es/) cubriendo la zona de interés (200 Km2). 265  Datos paleomagnéticos: aproximadamente 1500 m en perfiles magnetoestratigráficos y 85 estaciones discretas de rotación a lo largo de la estructura (generados mayoritariamente en esta tesis).  Datos estratigráficos: 2 columnas estratigráficas detalladas del intervalo Cuisiense – Luteciense (provenientes de los trabajos estratigráficos realizados por el IGME durante el desarrollo de la serie MAGNA [Josep María Samsó y Antonio Barnolas]).  Datos bioestratigráficos: buen control a nivel estratigráfico y correlación y calibración con los paleomagnéticos (provenientes también de los trabajos estratigráficos realizados por el IGME [Josep María Samsó y Josep Serra Kiel]).  Datos estructurales y sedimentológicos de campo: buzamientos de capa, niveles guía, fallas, acuñamientos, geometría de los cuerpos sedimentarios, correlación de sub-unidades son actividades que se están realizando continuamente y cada vez aportan más información.  Líneas y perfiles sísmicos: 57 líneas sísmicas y secciones realizadas en los años 70 y 80, disponibles a través del Servidor de Información GeofísicaSiGEOF (http://www.igme.es/internet/sigeof/inicio_spa.html) del IGME recopiladas para su posible, vectorización tratamiento y reinterpretación.  Datos geológicos digitales: a partir de MDT modelo digital del terreno se generarán nuevos datos (buzamientos, continuidad de estratos, fallas, entre otros). 4.2.2 Definición de Escalas de trabajo y resolución de imagen El primer paso fue elegir la escala de trabajo adecuada para el nivel de detalle en que se desea modelizar la estructura para la generación de los TEMs (Modelos de Elevación del Terreno), y MDTs (Modelos Digitales del Terreno): La escala de trabajo elegida para la generación de modelos con el objetivo de cartografía digital es 1:5.000 y una resolución de 5 metros. Esta escala detallada y resolución nos permite observar con máxima calidad los elementos geológicos de cartografía del campo por medio de los modelos digitales. Escala de cartografía digital y real (campo): La escala de trabajo a utilizar para la realización del modelo a efectos de cartografía digital y de campo es 1:30.000, para que el trabajo sea realista y abarcable en el tiempo. 266 4.2.3 Identificación de superficies de referencia útiles para el modelo: Si el objeto de estudio se centra en la serie terciaria, dentro de la complejidad de la información disponible se han definido tres superficies: 1) la superficie límite entre las Calizas de Guara y las Calizas de Boltaña, 2) la base de la cuña detrítica intra Cuisciense y 3) la superficie límite entre Illerdiense y Cuisciense. Si el objeto se centra en un estudio a nivel de láminas de cabalgamiento a profundidad las superficies sugeridas cartografiables a partír de datos geofísicos serian: 1) Techo del basamento, 2) Base del terciario continental y probablemente 3) base del Eoceno si la calidad de los perfiles lo permite. 4.2.4 Generación de TEMs y MDTs: Se relizaron 36 TEMPs y MDTs a escala 1:5000 (Fig.1). Cada modelo se corresponde con una hoja del SITAR de aquellas incluidas en la zona interés. Los modelos MDTs se realizaron con el programa Microstation de Bentley (http://www.bentley.com/), las licencias y scripts licenciados por el grupo de GEOMODELS. Figura 1: Superficies “latice” del Modelo de Elevación del Terreno TEM, cada rectángulo es de aproximadamente 25 m2. Ambiente MicrostationTM . 267 El programa Microstation en un software del grupo Bentley bastante complejo, y con muchas herramientas útiles para la generación de modelos digitales y también para la digitalización de cartografía, su dinámica de funcionamiento se basa en el uso de capas. El proceso de generación de MDTs (Fig. 2), es bastante sencillo: primero se filtra y limpia el contenido de los datos topográficos para construir el modelo de elevación del terreno. Deben evaluarse los datos de entrada para subsanar errores de borde o datos de curvas sin significado topográfico que puedan entorpecer la creación del modelo. A partir del modelo de la topografía se genera un archivo de texto de puntos (x, y, z). Con este archivo de puntos x,y,z se genera una superficie triangulada y posterior a esto y para homogeneizar la malla de Elementos Finitos se realiza una nueva interpolación llamada “lattice”, pero esta vez de rectángulos homogéneos. De esta forma se consigue tener una superficie de elementos finitos rectangulares homogéneos que evitan problemas posteriores de acomodación de espacio en el momento de la restitución. Tras obtener el lattice construido (TEM) como muestra la Figura 1, el siguiente paso es tapizar la superficie lograda con la ortofoto digital georeferenciada corresponsiente por medio de la cual lograremos identificar características que nos permitirán hacer el mapa de manera digital. Las características geográficas de la ortofoto como fondos de valle, zonas muy escarpadas, causes de río, entre otras deben coincidir perfectamente con la topografía (Fig. 2 y 3). Figura 2. Modelo Digital del Terreno construido a partir de la malla de elementos finitos creados y las ortofotos (1:5.000), Microstation software. 268 Finalmente, tras de generar los modelos MDT (Modelos Digitales del Terreno o DEM, Digital Elevation Model por sus siglas en inglés), se genera un archivo de referencia que consiste en convertir el modelo en un archivo no modificable para poder extraer información del mismo y también incluir nueva información sin modificar su contenido (Fig. 2 y 3). No obstante, para poder construir el modelo, es necesario construir un archivo único, y debido al alcance actual de las memorias y tarjetas graficas, debe hacerse con menor resolución que la de partida, con lo cual soldamos todos los MDTs cada uno con la extensión de una hoja 1:5.000 y generamos el TEM y MDT de toda la estructura (10 km * 20 km). Esto es posible gracias al uso de un programa con muchas herramientas de intercamio llamado Global Mapper (http://www.bluemarblegeo.com/global-mapper/), muy intuitivo y de múltiples aplicaciones GIS. Figura 3. Detalle de la zona del perfil de Santa Marina yestaciones BG (Bagüeste) en el Modelo Digital del Terreno construido a partir de la malla de elementos finitos creados y las ortofotos (1:5.000), Microstation software. 269 Figura 4: Modelo Digital del Terreno (DEM) del Anticlinal del Balzes (izquierda), y MDT de la misma zona (derecha) Ambiente Gobbal Mapper software. Nótese que los defectos de borde las hojas 1:5.000 no han sido corregidos en el DEM 4.2.5. Implementación de datos en el modelo: Una vez construidos todos los MDT (Fig. 4), se incluyeron todos los datos de campo recopilados de la zona desde el comienzo de la elaboración de esta tesis (Figura 5): Datos de paleomagnetismo (estaciones de rotación, valores de polaridad magnética con su ubicación UTM, litología, valores de buzamiento de capas strike /dipdirection and dip, rumbo y máxima pendiente orientada) y superficies estructurales. Toda esta información ha sido recopilada, unificada y organizada en una tabla Excel (Microsoft) en los formatos adecuados para poder incluirla en el modelo digital (Figura 5). Para todo este proceso se pueden utilizar diferentes programas, así como para la digitalización de los diferentes tipos de información. Entre ellos están Gocad (de Paradigm; http://www.pdgm.com/), Microstation o Move (de Midland Valley Exploration; http://www.mve.com/). Para elaborar este modelo preliminar se ha realizado la inclusión de datos geológicos de campo con el Microstation. 270 Figura 5: MDT de las estaciones BG01 y 02 con los datos reales del campo incluidos en el modelo. Ambiente Microstation software. A la derecha, configuración de los datos de campo en una tabla de Excel. 4.2.6 Incorporación de los datos de la Sísmica de reflexión La implementación de la sísmica es un proceso meticuloso y laborioso. Consiste en incluir en el modelo tridimensional toda la información de los perfiles sísmicos para su posterior interpretación y aprovechamiento. El primer paso ha sido la selección de los perfiles sísmicos de interés (Tabla 1 y Fig. 6), y su digitalización y conversión a archivos vectoriales (*.SGY). Esta información ha estado disponible hasta el momento sólo en papel y con numerosos problemas de calidad debido a la edad de adquisición (se trata de perfiles realizados en las décadas de los 70 y 80, o incluso anteriores, de modo que el procesado electrónico, preservación, reconversión y edición, son problemáticos y laboriosos). Hemos conseguido algunos documentos vectorizados con la intervención de Gessal (www.gessal.com/), empresa que tiene una larga trayectoria en adquisición, tratamiento e interpretación de datos sísmicos. El software utilizado apara la vectorización de perfiles sísmicos analógicos ha sido Geographix (de LMKR, www.geographix.com). Otros perfiles han sido extraídos de la base de datos del SIGEOF. Existe también la posibilidad de utilizar un software de lenguaje Matlab llamado “image2segy” desarrollado por el grupo de Geología Marina del Instituto de Ciencias del Mar del CSIC, por medio del link: 271 http://www.icm.csic.es/gma/es/content/image2segy, que permite la conversión de datos de perfiles sísmicos en papel a archivos vectorizados (.SGY). Tabla 1. Recopilación de lineas y secciones sismicas de interés extraídas del SIGEOF, http://www.igme.es/internet/sigeof/inicio_spa.html. 272 Figura 6: Localización de las lineas sismicas sobre el mapa geológico (Puigdefábregas, 1975) y sobre la imagen topográfica http://www.gdem.aster.ersdac.or.jp/search.jsp. 279 Article in review Rotational kinematics of a curved fold: the Balzes anticline (Southern Pyrenees) Rodríguez-Pintó, A.(1,2); Pueyo, E. L.(1); Calvín, P. (1,2); Sánchez, E. (1, 2); Ramajo, J.(3); Ramón, M. J.(1); Pocoví, A. (2); Barnolas, A. (1); Casas, A. M. (2) (1) Instituto Geológico y Minero de España. Unidad de Zaragoza. C/Manuel Lasala 44, 9º, 50006 Zaragoza, Spain ([email protected], [email protected]). (2) Geodinámica Interna. Ciencias de la Tierra, Universidad de Zaragoza, Spain (3) Independent consultant. Abstract Accurate studies of kinematics and rotational activity in fold or thrust belts are very limited owing to the scarcity of syn-tectonic sediments and syn-rotational records. However, these kinds of data are key to understand these systems in 4D; very little is known about how vertical axis rotations are accommodated in thrust fronts. Here we present a study performed in the Balzes anticline; a 17 km long, continuous, arched anticline in which we have performed a dense paleomagnetic study (75 sites) to unravel the origin of its curvature (50° of arc in map-view). Besides, the availability of syn-folding and syn-rotational materials enables us to decipher the complete kinematic history of the fold. Reliable paleomagnetic directions (>500 specimens from more than thousand) from Ypresian to Priabonian rocks, were defined with 6 demagnetization steps in average. The ChRM was mostly unblocking up to 420°C and 575°C (85%) some at 675°C (15%). This single component direction displays two polarities and passes the fold test. After comparing with the expected Eocene reference, individual sites display from non-significant up to > 80° clockwise rotations. This variability is related to the fold curvature as attested by the strike vs. rotation diagram where a good-quality regression (VAR= - 46° + 0,511 * TREND [R = 0.9724]) reveals the addition of primary and secondary curvatures and then, the original (primary) curvature of this thrust sheet can be reconstructed. Synfolding materials attest for a MiddleLate Lutetian major folding event recorded in a progressive unconformity (Santa Marina). The detailed analysis of the syn-rotational sedimentary record together with an accurate temporal calibration based on previous magnetostratigraphies has allowed us to obtain the rotation velocity for the Balzes anticline (5.2°/M.a.) as well as the rotation period (Lutetian-Bartonian). These rate and ages are in agreement with previously published from the South Pyrenean front. Keywords: External Sierras, Balzez Anticline, Pyrenees, Paleomagnetism, fold and thrust belts, rotation velocity. 280 Introduction Fold and thrust belts (FTBs) use to display complex 4D behaviors (Poblet and Lisle, 2011); the spatial and temporal development of a thrust front depends on numerous variables including shortening directions, -magnitudes, -rates and ages, inherited anisotropies, geometry of the sedimentary bodies, mechanical behavior of the involved materials, the occurrence (or not) of syntectonic sedimentation, etc…. For all these reasons, FTBs locally present oblique structures (i.e. non perpendicular to the regional transport direction). Depending upon the scale, along-strike gradients of shortening and/or the diachronism of deformation imply the occurrence of confined (local) or widespread (regional) vertical-axis rotations (VARs), which are common in most FTBs in different magnitudes. However, the relation between obliquity and VARs is not obvious, although it is a key variable to understand the evolution of FTBs (Marshak, 2004; Marshak et al., 1992; Wilkerson et al., 2002; Soto et al., 2006). Apart from those caused by interactions with obstacles, strike-slip faults or by collision of an indenter, etc… (Marshak, 2004), oblique structures can be formed without vertical axis rotations in relation to the basin geometry (Marshak, 2004), thrust plane geometry (Wilkerson et al., 2002), thickness variations of sedimentary bodies (Soto et al., 2002, 2003), etc. Whether obliquity is caused or not by VARs, it is an unknown factor that must be unraveled to fully understand the kinematics of FTB. In this sense, paleomagnetism is the only reliable tool to detect VARs in FTBs. The expected paleomagnetic direction (reference) deduced from the stable part of a plate (i.e. foreland basin) is compared to the observed directions in FTBs; the difference is the VAR related to deformation processes. Both, reference (Van der Voo, 1990) and local paleomagnetic vectors (Pueyo, 2010) must accomplish some reliability and quality criteria to obtain accurate and trustworthy magnitudes of rotation. For that reason, paleomagnetism has been extensively applied in orogens to obtain VARs at different scales for the last 50 years (Norris and Black, 1961, see overviews at McCaig and McClelland, 1992; Allerton, 1998; Sussman et al., 2012): Pyrenees (Oliva et al., 2010 and 2012) Alps-Carpathian system (e.g. Pueyo et al., 2007; Marton et al., 2011), Eastern Mediterranean (Mattei et al., 2007; Speranza et al., 2011), Zagros (Aubourg et al., 2008), Himalayas (e.g. Antolín et al., 2010), Andes (Roperch et al., 2011), Rockies (Wawrzyniec et al., 2007) or Appalachians (Hnat et al., 2009). In addition to the analysis of discrete locations (sites) in FTB’s, the study of time slices (magnetostratigraphy) has proven to shed light on deformation dating; folding, thrusting and even rotation ages can be achieved at the thrust scale provided that syntectonic materials occur. Finally, paleomagnetic vectors can be used to reduce uncertainties in 3D restoration (Ramón et al., 2012a). 281 Within all these applications, the analysis of orogenic curvature has concentrated much attention (Elredge et al., 1985; Weil and Sussman, 2004). Among other approaches (Hindle and Burkhard, 1999), paleomagnetism has been able to determine which portion of curvature is of primary (paleogeographic) and secondary (VAR) origin, specially where dense datasets have been acquired, like in the Andes (Barke et al., 2007; Maffione et al., 2010), the Appalachians (Stamatakos et al., 1996; Hnat et al., 2008), the Rockies (Weil et al., 2010) or in the Cantabrian mountains (Weil, 2006). However, apart from some local structures studied in the Cantabrian arc (Weil, 2006) or in the Zagros (Aubourg et al., 2008), detailed studies on oblique structures at the fold scale have not yet been made to accurately know the ratio between primary and secondary curvatures and these values are of key importance to understand the problem of the obliquity at the fold scale. Apart from geometric studies on the obliquity, the kinematics of the rotation (if any) is also a poorly understood variable and again, this is also a scale problem. Rotation velocities at the orogen or FTB scale are known (Duermeijer et al., 2000; Mattei et al., 2004), but there are very few studied cases at the scale of individual fold or thrust. This is partially due to the scarce availability of well exposed syntectonic (synrotational) sedimentation, like in the Southern Pyrenees, where the first and robust data were firstly achieved; as in the Pico del Aguila (Pueyo et al., 2002) or in the Boltaña anticlines (Mochales et al., 2012a). Rotation velocities and rotation accelerations at this scale, around 10°/M.a., are very important to understand how a thrust belt is able to accommodate the room problems related to VARs and how the stress and strain fields vary in relation to the generation of these oblique structures. In this paper we tackle a kinematics study on curvature at the mesoscopic scale and we introduce a vast paleomagnetic dataset (more than 70 sites) from the Balzes anticline in the External Sierras front (South Pyrenean basal thrust). This anticline is the perfect target to achieve a complete geometric and kinematic study on oblique structures. It is a 17 km long, continuous and curved fold displaying more than 50° of map-view bending; besides, well-exposed syntectonic materials (Lutetian-Bartonian age) attest for the folding and rotation ages. Therefore this is a unique structure to understand the lateral transference of deformation in FTBs. Geological Setting The Pyrenees is an asymmetric orogenic wedge caused by the N-S convergence between European and Iberian plates during Late Cretaceous to Miocene times (Muñoz, 1992; Teixell, 1998; Martínez-Peña and Casas, 2003; Casas and Pardo, 2004) that characterizes the main E-W structural trend of the orogen. Within the southern and longer part of the wedge, different basement and cover thrust sheets interact each other in time and space with foreland sedimentary wedges and heterogeneous distributions of the detachment levels. All these factors together with 282 the diachronism of the deformation are responsible for a large catalog of oblique (NS) structures; Mediano (Holl and Anastasio, 1993; Poblet et al., 1998), Boltaña (Holl and Anastasio, 1995; Fernández et al., 2004; Mochales et al., 2012a), Pico del Aguila (Anastasio and Holl, 2001; Pueyo et al., 2002; Vidal et al., 2011a and 2011b) among many others. The External and Marginal Sierras represent the outcrop of the South Pyrenean sole thrust. They are conformed by an imbricate thrust system trending between the E-W frontal structures in the Marginal Sierras to the oblique WNW-ESE in the External Sierras. In addition, several N-S anticlines and wellexposed syntectonic materials attest for a complex and diachronic relay of the deformation along the entire South Pyrenean front (Nichols, 1987; McElroy, 1990; Millán et al., 2000). The onset of thrusting began in the Paleocene/Eocene boundary in the frontal units of the Marginal Sierras (Sta. Anna) while it was delayed until the end of the Oligocene in the western termination of the External Sierras (Sto. Domingo anticline). A second Miocene event of folding and thrusting seems to be less diachronous and usually non-coaxial with respect to the first thrusting sequence (Millán et al., 2000). The target structure is located between these domains. The Balzes anticline is a large detachment fold verging to the SW. It is laterally related to the North with the Boltaña anticline where the Lutetian platform sediments to the south are related to the talus deposits observed in the Ainsa Basin (Fig. 1). The mechanical change between these two stratigraphically equivalent units is likely responsible for the relay of the deformation between these structures that are related to the same thrust sheet (Millán, 1996). These two oblique structures, together with the Añisclo anticline to the North (Tavani et al., 2006), are responsible for the partitioning of the South Pyrenean Eocene Basin and separate the Ainsa (to the East) and Jaca Basins (to the West). The Balzes anticline is slightly plunging (≈ 20°) to the North in its northern sector in relation to the tilting caused by the External Sierras Miocene basal thrust ramp (Millán, 1996). Unconformable Tertiary materials unconformably cover the southern sector and the anticline disappears beneath the deposits of the Ebro foreland Basin (Fig. 1). Stratigraphy The materials cropping out at the Balzes anticline include Ypresian to Lutetian rocks. The Alveoline limestone and the Boltaña Formations (Ypresian) represent two shallow marine carbonate platform sequences exposed at the core of the anticline in the Isuala canyon (Barnolas et al., 1991; Barnolas and Gil, 2001). Then, the Guara Formation (Puigdefàbregas, 1975) corresponds to the last carbonate platform cycle during Lutetian times and it is built of limestones and some marly facies, especially at the eastern flank of the anticline (laterally equivalent to the San Vicente talus Fm of the Ainsa Basin; De Federico, 1981). A progressive intra-Guara unconformity crops out in the western limb of the anticline (Millán et al., 2000; Barnolas and Gil, 2001) in its northern sector and reveals a folding event during Middle Lutetian times. 283 On top of the Lutetian platform, the Belsué-Atarés deltaic Formation (Upper Lutetian and Bartonian) indicates the transition to continental conditions, clearly established later during the deposition of the Campodarbe Group (Puigdefàbregas, 1975) that crops out in the core of the Guarga synclinorium (to the North of the Balzes anticline). The Campodarbe Group is Bartonian-Priabonian to Upper Oligocene in age (Puigdefàbregas, 1975; Hogan and Burbank, 1996; Montes, 2002). Miocene conglomerates of Uncastillo Formation (Soler & Puigdefàbregas, 1970) postdate the last events of deformation in the region. Boreholes in the region (Surpirenaica-1, Huesca-1; Lanaja, 1987), and hanging wall structures in the External Sierras (Millán, 1996) reveal also a thin Mesozoic succession (Upper Cretaceous and Triassic) that must be present at the subsurface in the core of the Balzes anticline, where the detachment level can be located in the Triassic evaporites. Structure The Balzes anticline is a W-SW verging, 17 Km long anticline. It displays a curved fold axis, trending N015E in the northern sector and N142E in the southern sector, therefore describing a continuous arc of about 55° (southwestwards convex) in map view (Fig. 2). Its axial plane presumably dips to the East in the Northern sectors, where the fold is more asymmetric while it is more vertical and related with a gentler fold in the Southern portions, close to the Ebro foreland basin. Cross sections of the anticline (Séguret, 1973; Cámara and Klimovitz 1985; Martínez-Peña, 1991; Millán, 1996; Gil & Jurado 1998; Soto and Casas, 2001; Santolaria, 2010) and borehole information (Lanaja 1987) diverge from a unique interpretation. However, some consideration seem to be in agreement; the MesozoicTertiary cover in this sector is thrusting over a sedimentary wedge belonging to the foreland Ebro Basin, with several imbricated thrust sheets striking between N-S and E-W. This imbricated thrust system shows a higher density of thrust sheets in this region (Millán et al., 2000). The Balzes-Boltaña structure is located in the footwall of the Mediano-Olsón thrust sheet (to the Northeast) and over the Tozal-Alcanadre sheet (to the Southwest). The emplacement of these thrust sheets follows a piggyback sequence, and is diachronous, progressively younging to the west. 284 Figure 1: Geological setting of the South-Central Pyrenees (Millán et al., 2000), C) General cross sections in the region; B) Ansó-Arzacq (Teixell, 1996), C) Huesca-Olorón (Casas and Pardo, 2004), D) Cotiella (Martínez-Peña et al., 2003). 285 On the other hand, the geometry of the autochthonous footwall ramp, and the degree of superposition (i.e. displacement) between individual thrust sheets are still controversial; while some authors considered a mayor oblique ramp underneath the target structure (Millán, 1996), others considered that the complete thrust sheet system is directly located on a footwall flat, defined by the autochthonous Eocene evaporitic materials of the Ebro foreland Basin (Barbastro Fm.). In this case, a minor superposition of thrust sheets exists. In the northern sector, different structures (i.e. Olsón and Balzes anticlines) appear as detachment anticlines without significant displacements of the underlying thrusts. Conversely, in the southern sector there is a slight overlap defining a small footwall flat (a few kilometers) associated with the Balzes and Naval thrust sheets. This particular geometry in the south can be related with the thinning of the pre-tectonic stratigraphic series involved in thrusting and folding. Furthermore and for the same reason, in this sector the vertical development of structures is lower than in the northern sector and unconformable Tertiary materials of Ebro foreland Basin (Uncastillo Fm.) unconfomably cover the top of the thrust sequence. Structural and paleogeographic studies in the area suggest significant clockwise rotations (CW) related to a westward lateral transfer of the deformation with and associated lateral gradient of shortening; a fact that would explain the current orientation of the N-S anticlines (Puigdefàbregas, 1975; McElroy, 1990; Millán et al., 2000; Oliva and Pueyo, 2007a). Indeed, several paleomagnetic investigations confirm this idea; clockwise rotations of about 40º to 60° have been reported in the region around the Boltaña anticline (Dinarès-Turell, 1992; Parés and Dinarès-Turell, 1993; Pueyo, 2000; Fernández, 2004; Mochales et al., 2012a; Muñoz et al., in prep, see also compilation by López et al., 2008). Bartonian-Priabonian deltaic and continental sediments to the East of the Balzes anticline show a moderate CW rotation of 15-20° and a smaller nonsignificant rotation (Bentham, 1992; Pueyo, 2000). This points to the record of the rotational movement during that period; a hypothesis that has been profusely demonstrated for the emplacement of the Boltaña anticline (Mochales et al., 2012a and 2012b). A few preliminary data in the Balzes anticline are also available (Rodríguez-Pintó et al., 2010 and 2012a) as well as some magnetostratigraphic profiles in the Ypresian and Lutetian rocks associated with this structure (Rodríguez-Pintó et al., 2012b, 2012c and 2012d). 286 Figure 2: The Balzes anticline A) Geologic map (Barnolas et al., in press, B) Fold axis trend obtained from bedding attitude in different locations of the fold. D) Cross section (Millán, 1996), D) Local chronostratigraphic scheme. 287 Paleomagnetic data Sampling and laboratory procedures We have drilled 52 new discrete sites focused on the characterization of VAR’s in the Balzes anticline. A power drill water-cooled machine and a paleomagnetic compass were used with this purpose. Twenty-three additional sites from previous studies in the anticline (Rodríguez-Pintó et al., 2010 and 2012a and 2012b) were also considered. This dataset is evenly distributed along the anticline curvature. The main goal was to homogeneously cover all strike-changes along the fold axis. We defined four sectors characterized by a sufficient number of sites; these subsets also guarantee the application of the fold test for pseudo-constant values of strike. Only Eocene rocks have been considered in this work; 27 Ypresian sites, 25 Lutetian and 23 Bartonian to Priabonian. This temporal distribution comprises the folding and rotation ages defined in the area (Pueyo et al., 2002; Rodríguez-Pintó et al., 2008; Mochales et al 2012a and Muñoz et al., in prep) and allows calibrating both the folding period and the rotational activity of the structure taking advantage of the welldefined chronology performed by magnetostratigraphic studies in the Jaca (Hogan 1993; Hogan and Burbank, 1996) and in the Ainsa Basins (Bentham, 1992; Holl and Anastasio, 1993; Bentham and Burbank, 1996) which has been recently revised (Mochales et al., 2012b) as well as the profiles directly achieved in the anticline (Rodríguez-Pintó et al., 2012b and 2012c). Finally, 80 previous paleomagnetic sites in the area have been also considered; a few sites by Parés and Dinarès (1993) and the dense datasets by Mochales et al., (2012a) and Muñoz et al. (2012) in the southern part of the Boltaña anticline. Eighteen additional sites from the eastern Jaca Basin by Pueyo (2000) and Pueyo et al. (2003) were also taken into account. All in all, in this paper 155 paleomagnetic points and 8 magnetostratigraphic profiles are used to propose a new kinematic model for the Balzes anticline. The new dataset introduced in this paper was entirely measured in the Paleomagnetic laboratory hosted at the University of Burgos at the Department of Physics. Progressive thermal (TH) demagnetizations (increments of 20-30°C, and of 10ºC near the sulphides demagnetization window) were done using a 2G superconducting cryogenic magnetometer and a TD-48 SC (ASC Scientific). Magnetic susceptibility measurements were carried out with KLY-4 Kappabridge (Geofyzika Brno) during the thermal treatment to control possible mineralogical changes. In total, 572 standard specimens were thermally demagnetized plus 577 from previous studies in the anticline (Table 1). Rock magnetism analyses (Pueyo, 2000; 288 Rodríguez-Pintó et al., 2010 and 2012a and 2012b) include progressive isothermal remanent magnetization (IRM) acquisition and three-axial IRM demagnetization (Lowrie test, 1990), hysteresis loops in all studied rock types. The fitting of the ChRM directions at the specimen scale was performed by endpoint and principal component analyses (PCA, Kirschvink, 1980) using the VPD software (Ramón and Pueyo, 2008 and Ramón et al., 2012b). Fisher (1953) statistics were applied to calculate individual site means. The fold test was carried out using the bootstrapping approach (Tauxe and Watson, 1994 and Tauxe, 2009). Paleomagnetic components The sampled rocks can be grouped in three lithological types; the magnetization in the Boltaña Formation (calcarenites) is mostly carried by soft carriers, although some progressive IRM acquisitions were not completely saturated at 2 T (Mochales et al., 2012b) attesting for the occurrence of haematite. The Guara Formation (limestones and marls equivalent to the Paules Formation) displays very low magnetic intensities but magnetite seems to be the responsible of the magnetization, although some iron sulphides cannot be ruled out as magnetic carriers in the siltstones (Rodríguez-Pintó et al., 2012a, b, c and d). The magnetic signal in the detrital facies (Pueyo et al., 2003) from the Belsué-Atarés deltaic Formation and in the continental Campodarbe Group is also controlled by magnetite and some iron sulphides (Belsué-Atarés). However, some high coercivity minerals are observed and they are progressively more relevant towards the top of the studied section in the Campodarbe group (Pueyo, 2000; Oliva et al., 2012). NRM intensities rarely exceeds 2000 10-6 A/m, being the averaged out 703 10-6 A/m. Reliable paleomagnetic directions could be fitted in almost 500 specimens, around 6 demagnetization steps were used to fit the ChRM in most samples; MAD < 20° in 90% of the directions and MAD<10° in more than half. Apart from a viscous low-temperature component, the ChRM was always defined between 250° and 575°C (85%) and between 250° and 675°C (15%). However, the soft magnetic carrier unblocked in many samples below 450°C (50%), later on, viscous laboratory components were detected by susceptibility increases (Fig. 3). In general, the ChRM was a single component direction addressing the origin and displaying two polarities. ChRM intensities rarely exceed 1000 10-6 A/m, being the averaged out 455 10-6 A/m. 295 Discussion In this section we firstly display a reprocessing of the paleomagnetic vectors considering their structural location (i.e. the relative location respect to the fold curvature). This way of processing will help us to analyze the nature of the fold bending in relation to the rotations detected by paleomagnetic methods. Secondly we will establish and discuss an age model to obtain a deeper knowledge on the kinematics of the rotational movement. Definition of sectors The Balzes anticline has been divided in five sectors. A curved trace of the axial plane of the fold was drawn on the map following the outcrop of the fold hinge. Then, we obtained a set of lines perpendicular to the strike of the axial plane in different fold positions, which converge to a common point located to the East, not far from the Buil syncline axis and from the Escanilla section (Bentham, 1992; Mochales, 2011). This geometrical frame allows for five portions (semiarches of 12° to 17°) to be defined. However, the small number of good-quality sites, the slightly larger scattering observed and, more important, the little variation in trend of the fold axis in sectors 2 and 3 (North-Central and Central respectively) have forced us to merge both sectors in one. Bending analysis and rotation magnitudes Sector means are characterized by very narrow confidence cones (all >10° except sector 4 [10.4]) and reliable concentration parameters (k > 20 except sector 2+3 [18.3]). The northern sector (1) merits special attention. There, the normal and reverse polarities display more than 50° of relative rotation between sites, an issue related to the rotational chronology, as it will be shown later. In any case, the mean directions obtained in the remaining sectors are antiparallel. Besides, the mean inclinations after bedding correction are consistent throughout the anticline. However, a small inclination error (≈ 10°) seems to affect our dataset, a fact that has been usually observed in the Southern Pyrenees (Pueyo et al., 2002, Mochales et al., 2012a; Oliva et al., 2012b). Finally, a progressive decreasing pattern is observed from the northern parts of the anticline to the southern ones: in total, more than 25° degrees of relative and significant rotation between them. 296 Figure 6: Paleomagnetic rotations in different sectors of the Balzes anticline. Site means are projected before (BAC) and after (ABC) bedding correction. Normal and reverse polarities are treated separately and a global mean for every sector is only referred to the lower hemisphere. Fold axes trends are also displayed. These differences are related to the fold curvature. We have built a strike vs. VAR diagram. This plot is the equivalent at the fold scale of the “oroclinal diagram” by Elredge et al. (1982). We have fitted the fold axis for every sector to obtain the mean trend, which has been arbitrarily referred always to the southern part of the stereoplot. Fold axes vary from 195° in the northern part (N-NNE to S-SSW) to 142° in the southern one (NW-SE), giving more than 50° of observed bending. 297 Figure 7: Balzes curvature. A) Bending diagram in the anticline, data from Boltaña (BA) and from Pico del Aguila (PAA) anticlines are also shown. B) Restoration of fold axis trend to its pre-rotational position. C) Simple map-view sketch of the anticline fols axis before and after the vertical axis rotation. This diagram (Fig. 7a) allows for several observations to be established: 1) The curvature displayed by the Balzes anticline in map-view is a combination between a primary curvature (related to the thrust geometry before any VAR) and a secondary one related to the thrust rotational activity; 25° of VAR are related to 50° of fold axis bending. 2) This relation follows a well-defined regression; VAR= - 46° + 0,511 * TREND (R = 0.9724), that could be used to infer the expected VAR in other positions. 3) The data from Balzes anticline (Fig. 7a) are consistent with those obtained in Boltaña (Mochales et al., 2012a) and Pico del Aguila anticlines (Pueyo et al., 2002), although in these cases, the VAR/TREND ratio was only determined in very localized structural positions (i.e. N-S trends). 4) The frontal structures can be deduced for the locations were VAR is null; this exactly corresponds to the E-W trending structures. Moreover, these geometrical relations allow us for the original configuration of the anticline to be reconstructed (Fig. 7b). We have restored in map-view the presentday fold axis (sector by sector) to the pre-rotational configuration. After subtracting the VAR, only 23° of primary bending remain in the Balzes anticline. This original curvature must be related to the initial geometry of the imbricate thrust system and must be controlled by other factors; sedimentary thickness (and its lateral variations), fold wavelength, mechanical properties in response to the primary shortening direction, etc... In this sense, this pre-rotational configuration is more coherent with 298 the expected Pyrenean regional shortening direction (N-NNE) since the postrotational and present-day architecture is far from being compatible with those boundary conditions (Martínez-Peña et al., 1995; Liesa, 2000). Folding kinematics. The excellent exposure of the syntectonic rocks in the western flank of the Balzes anticline has allowed the folding ages to be established (Millán et al., 2000; Barnolas and Gil-Peña, 2001). The Santa Marina de Bagüeste progressive unconformity affects the upper part of the Guara Formation (Fig. 8). This unconformity is observable in the landscape and readily detected by the sharp change in the bedding dip (Fig. 8b) in the upper part of the section (syn-folding) in contrast to the lower part (< 400m) of the section that remains constant (pre-folding). Unfortunately, the magnetostratigraphic profile performed in Santa Marina is not reliable because of an overlapping with a younger paleomagnetic component (Rodríguez-Pintó et al., 2012a). This problem seems to be limited to the limestones in this portion of the anticline and it is clearly identified by meaningless declination and inclination values and therefore, can be quickly removed from our dataset. In any case, the magnetostratigraphy performed in the Isuela section, 20 km to the west (Rodríguez-Pintó et al., 2012b) has allowed the dating of the Guara section to be established. The correlation of facies tentatively permits the age of the unconformity to be bounded around Middle and Late Lutetian times. Figure 8. Folding kinematics. A) The Santa Marina Lutetian progressive unconformity picture nearby Santa María de Bagüeste hermitage. B) Stereoplot of bedding poles. Strike and Dip versus stratigraphic height are also displayed. 299 Rotational kinematics. Dating of the rotational movement of the Balzes anticline is one of the main objectives of this work. Detailed rotation ages in the Southwestern Pyrenean front have been firstly achieved in the Pico del Aguila (Pueyo et al., 2002; Rodríguez-Pintó et al., 2008) and in the Boltaña (Mochales et al., 2012a) anticlines. Surprisingly, and despite previous interpretations (Pueyo et al., 1999) that proposed progressively younger ages in the western structures, the rotation age in this large portion of the thrust front is coeval during Bartonian-Priabonian times. We have the opportunity to double-check the consistency of this rotational event, independently of the cause of this short and limited lateral gradient of shortening affecting the South Pyrenean sole thrust. The Balzes anticline fulfills all necessary requirements: 1) Excellent outcropping conditions including a continuous, thick and long stratigraphic sequence from Ypresian to Priabonian times. 2) Magnetostratigraphic studies in this pile; the Arguis-Monrepós section (Fig. 9), located in the Pico del Aguila anticline (Hogan, 993; Hogan and Burbank, 1996), has been recently revisited (Kodama et al., 2010), refined in its lower part (Rodríguez-Pintó et al., 2012b) and partially reinterpreted (Costa et al., 2009). 3) A discrete section on the northern part of the structure (Rio Isuala) cuts the expected synrotational sequence (Lutetian to Priabonian) according to closer data from the Boltaña anticline (Mochales et al., 2012a). This Isuala section records the maximum values of rotation of the Balzes anticline (sector 1). There, nine paleomagnetic sites (RI-) located in the Lutetian-BartonianPriabonian interval have been studied in this work. Besides, seven closer sites from Lutetian marls in the eastern flank of the anticline (DA01 and SS-) can be also taken into account. 4) The detailed cartographic work in the region (Puigdefàbregas, 1975; Montes, 2002) allows for reliable stratigraphic correlations to be established between the two areas. 5) Eleven additional paleomagnetic sites (USand NTsites by Pueyo et al., 2003) located between the chronostratigraphic section (Arguis-Monrepós) and the Isuala section that can be used to reinforce the magnetic correlation. 300 Figure 9: Geological map of the Eastern Jaca Basin (Montes, 2002) displaying the paleomagnetic data used to build and age model in the Northern sector of the Balzes anticline. Georeferenced magnetostratigraphic profiles from the Isuela-Arguis-Monrepós sections in the vicinity of the Pico del Aguila anticline are correlated to the Isuala eastern section using reference characteristic stratigraphic levels (Montes, 2002). Magnetic polarity of individual sites is also displayed to help in the correlation. UTM coordinates 30T zone, ED50 (see also high resolution map in on-line supplementary material). The Arguis-Monrepós section is key for building up an age model to constrain the rotation velocity of the Balzes anticline. The section includes 3700 m and starts just at the top of the Guara limestones, crosses the Arguis (1.000 m) and Belsué-Atarés deltaic formation (175 m) and reaches the top of the Campodarbe fluvial deposits at that position (2500 m). 121 different stratigraphic levels were studied. The Arguis section has been recently revisited by Kodama et al. (2010) to improve the resolution of the Bartonian magnetozones. Besides, the Guara formation has been entirely recalibrated by Rodríguez-Pintó et al. (2012b) in the Isuela section (520 m). Costa et al. (2009) have modified the assignation of the Belsué top considering long sections from the eastern foreland basin that suggest a synchronous closure of the marine gateway during the middle Priabonian . The top of Guara Fm. (N3 local zone) correlates with top of C19n (Lutetian/Bartonian boundary). The Arguis marls (R4 to N8) span along the Bartonian and part of the Priabonian (C18 to C16n1n). The top of the Belsué-Atarés (N8) was re-assigned to the top of C16n1n by Costa et al. (2010). N10 at the base of Campodarbe Fm. correlates with C15n, and N11 with C13n (Fig. 10). Two mapped beds (namely “0” and “C”) described by Montes (2002) and can be also found in Puigdefàbregas (1975) fall within the Arguis-Monrepós section and have been tracked to the eastern part of the Jaca molasse basin (where the Isuala section is located). Therefore, this 301 correlation, together with the polarity of sites studied in this work, permits to assign absolute ages to the Balzes paleomagnetic sites. The sites located in mudstones in the lower part of the section in the eastern flank of the Balzes anticline (SSsites) must belong to the C20r chron (according to the chronostratigraphic frame in the Coscollar section [Ainsa Basin] by Mochales et al., 2012b). The RI05 site, located 50 m below the top of the Guara Fm. in the Isuala section must correlate to C19r if the Isuela dating is considered. RI03-04 and RI0506, all reverse and drilled within the deltaic rocks would be included in this same chron (C19r). RI03, with ambiguous polarity (partly normal and partly reverse) must be close to C19n, then RI01-02 and RI08-09 (Campodarbe) are located in Bartonian rocks (chron C18 and C17). In fact, site RI09 (the uppermost one in the Isuala section) is located close to level “0” of Montes (2002). This older age for the eastern sector of the Campodarbe Fm. was already suggested by Puigdefàbregas (1975). US01 and US03, NT01 and CAM1 (Pueyo et al., 2003) must fall within the lower part of C16 chron, while NT05 and NT06 (the youngest sites) would correspond to C13r and C12r respectively, according to the Monrepós section (Hogan and Burbank, 1996). Figure 10: Age model. Correlation between local magnetostratigraphic sections (Rodríguez-Pintó et al., 2012b [RP, blue dots]; Kodama et al., 2010 [K, green dots] and Hogan & Burbank, 1996 [H&B, red dots]) and the Geological Time Scale (Gradstein et al., 2004). All considered paleomagnetic sites (circles indicating the polarity) as well as stratigraphic markers (red lines) are accurately located in the section. 302 The correlation (Fig. 10) between the local zones and the Geological Time Scale (Gradstein et al., 2004), allows for an absolute age to be assigned to every site (constant accumulation rates have been assumed within chrons) and indicates a significant increase in sedimentation velocity during foreland basin evolution. The evolution of the magnitude of rotation along 12 Ma (Lutetian to Rupelian times) can be, therefore, be obtained and rapidly visualized (Fig. 11a). Although a bit noisy, a clearly decreasing trend in rotation magnitude can be inferred; the average rotation velocity for the whole Balzes anticline is 9.3°/Ma (R= 0,91). It is worth mentioning that sites beyond the western limb of the anticline (USand NTby Pueyo et al., 2003) seem to follow a similar, also noisy, but younger evolution in their rotational trend and have not been considered to keep the structural coherence. In order to obtain a clearer image of the rotation and following previous works in the Pico del Aguila and Boltaña anticlines, we have smoothed the raw data by averaging the rotation value in wider time windows. The fisherian means obtained with a running (1 Ma step) window (2.5 Ma), although still noisy in some periods, have yielded a clearer image (Fig. 11b) of the rotational history. The scarce and scattered information during Early and Middle Lutetian times prevents to accurately know the onset of rotation. Besides, an additional reason has to be also considered; the older and higher rotation values were obtained in the eastern flank and not from the hinge (Isuala section) of the anticline. A deeper paleomagnetic exploration should tackle this issue in future studies. In any case, the main rotational event starts in Late Lutetian (42 M.a. onwards) and seems to finish at the top of the Bartonian (≈ 38 M.a.) during this period up to 13°/M.a. could be accommodated by the underneath thrust sheet. This velocity is not far from those deduced in Boltaña (2.3-10°/Ma; Mochales et al., 2012a) and in Pico del Aguila (27°/Ma; Pueyo et al., 2002 and Rodríguez-Pintó et al., 2008). Rotation ages are also consistent with the regional data (Fig. 11c); maximum rotation rates took place during middle Lutetian and, specially, throughout Bartonian times in the Balzes anticline coeval with the slow rotation during Lutetian and the quick rate during Bartonian-Priabonian times found in the Boltaña anticline. The Pico del Aguila rotational movement seems to be more constrained to the Bartonian-Priabonian period. All these data clearly contradict the progressive model proposed by Pueyo et al. (1999) who, according to the deformation ages, considered older ages (Lutetian) for the rotational movements of the Boltaña and Balzes anticlines, that would be definitely over before Bartonian times. The new data presented in this work support a diachronous model in which the age of folding and thrusting varies along-strike in the southern Pyrenean front (Millán et al., 2000). In particular, if the three above-mentioned structures are considered together, a distinct pattern can be established. The time interval between the onset and 303 cessation of folding almost reaches 10 M.a.; besides, a clearly younger trend (blue line in figure 11d) shows differences of more than 7 M.a. between the Boltaña (easternmost) and the Pico del Aguila (westernmost). Conversely, the rotational activity is more confined to a limited time span (grey zone in figure 11c and figure 11d), between Bartonian and Early Priabonian times (≈ 4 Ma). Of particular interest is the difference in rotation age between the Boltaña and Balzes anticlines, since they are included in adjacent thrust sheets. The more recent age of the Boltaña rotation, in spite of being located in the same thrust sheet makes it necessary to invoke some other structures with differential displacement between the two anticlines (i.e. Olsón anticline), and a reverse, hangingwall thrust sequence within the Balzes-Boltaña thrust sheet. This is in contradiction with previous data (Mochales et al., 2011) that point to a relatively late general rotation of the Boltaña anticline driven by the movement the Tozal-Alcanadre thrust sheet. Figure 11: Rotation velocity in the Balzes anticline. A) Paleomagnetic rotations derived from individual sites (according to the proposed age model). Error bars are the α95 confidence cones. B) Mean (robust) values obtained for discrete temporal gaps (2-3 Ma) and comparison with data from the Pico del Aguila and Boltaña anticlines. 304 Possible solutions are to consider (i) that part of the rotation is linked to the internal deformation of thrust sheets; (ii) that the geometry of the imbricated thrust system does not actually corresponds to a superimposition but a juxtaposition of thrust sheets thus allowing for rotational movements between them; (iii) possible reversals or diachronous movements in the thrust sequence that would not necessarily define a piggyback sequence, as data in other sectors of the South Pyrenean Zone seem to suggest (Millán et al., 2000). All these observations point to a new hypothesis; although rotation and folding could be intrinsically related (as it could be the case in Pico del Aguila), the rotational activity of thrust fronts probably responds to an independent deformation mechanism not strictly related to folding but to the kinematics of thrust sheets. The new data shown in this work seem to indicate that there was a period during which a regionalscale along-strike gradient of shortening was more intense and complex relationships between the different thrust sheets, involving changes in the thrust sequences occurred. This is likely related to the movement of basement thrust sheets, which involve larger portions of rock volumes in comparison with relatively thin, cover thrust systems that are smaller and more sensitive to border effects (nucleation of new sheets in imbricates, adaptation to previous anisotropies, etc.). Conclusions The combined paleomagnetic and structural analysis on fold curvature carried out in the Balzes anticline together with the study of syntectonic Eocene materials has yielded the following conclusions: - The attitude of bedding planes all along the structure indicates a variation of more than 50° in the trend of the fold axis between its northern (N015E) and its southern portions (N322W). - The paleomagnetic results obtained from 51 new sites plus 23 previous ones (more than 1.100 demagnetized samples) are somewhat noisy and only half of the total dataset was reliable enough to proceed with further interpretation of the data. Apart from a viscous low-temperature component, the ChRM is a single component that addresses the origin, displays two polarities and passes the fold test. These directions unblocked up to 420°C and 575°C some at 675°C, attesting for magnetite (85%) and hematite (15%) as the main carriers of the magnetization. 311 1Geodinámica Interna. Ciencias de la Tierra, Universidad de Zaragoza, Spain. 2Área de Estudios Geológicos. Instituto Geológico y Minero de España, C/ Manuel Lasala, 44 - 50006 Zaragoza, Spain. *e-mail: [email protected] 312 The Balzes anticline is the south-easternmost structure of the External Sierras front in the Southern Pyrenees. Along with the Boltaña anticline, represent a set of important oblique structures between the Jaca and Ainsa basins being a key area of lateral transference of deformation (Fig. 1). The Balzes anticline grew up mostly during middle Eocene times (Millán, 1996; Barnolas & Gil-Peña, 2001), a key period in the configuration of the South Pyrenean marine basins. Previous paleomagnetic and structural studies in the area show important clockwise rotations and the transference of deformation to the west direction (Millán et al., 2000; Fernández, 2004). Up to 50-70° clockwise rotations were found in Ypresian (Ilerdian-Cuisian) rocks in the Boltaña anticline (Dinarès, 1992; Fernández, 2004) and 45° in the lower and middle Lutetian slope deposits (Mochales et. al., 2008). Magnitudes of CW rotation about 15-20° in Upper Lutetian - Bartonian deltaic deposits of the eastern limb of Boltaña anticline (Bentham, 1993), and Bartonian deltaic deposits of the western limb display 40° of CW rotation (Pueyo, 2000). The Balzes anticline remains unexplored from this point of view and represents an excellent case-study of oblique and curved structures. An exhaustive magnetostratigraphic study carried out in the syntectonic sedimentary rocks (CuisianLutetian gap) has been developed (Rodriguez et al., 2007) aiming for: 1) an accurate timing of the deformation (folding and thrusting) in the area. 2) The quantification (and dating) of the rotation values. This work shows the rotational data acquired from the analysis of two long magnetostratigraphic profiles (more than 1.200 meters of pile) that have been regrouped in 11 sites (subsets), plus one additional site (more than 400 studied samples in total). Geological Setting The Balzes anticline together with the Boltaña anticline, represent the westernmost portion of the South Pyrenean Central Unit mostly built by E-W trending folds in its frontal structures (i.e. Sierras Marginales, Montsec). The stratigraphic pile involved in the BA is made of shallow marine platform limestones and marls (Ilerdian to Bartonian times); the main thickness corresponds to the Alveoline limestones of the Boltaña and Guara Formations (Cuisian-Lutetian). It is a 17 km long and arched anticline (Fig. 1) and the fold hinge trends N015E in the northern sector passing to N150E in the southernmost sector, therefore, in a map-view, it displays an apparent bending of about 45° (southwestwards convex). The northernmost outcrops seems to be slightly plunging to the north as the result of the moderate northwards tilting of the dorsal-wall located over the underneath Pyrenean sole thrust. The anticline finishes in a smooth fold-closure in its southernmost portion, which is partially fossilized by Upper Oligocene – Lower 313 Miocene conglomerates. A well-preserved progressive unconformity in the northern sector reveals the major folding event during Middle Lutetian time (Barnolas and GilPeña, 2001). A second stage of underneath thrusting happened during ChattianBurdigalian times (Millán et al., 2000). Paleomagnetic Data Sampling Two long magnetostratigraphic sections were densely sampled (5-10 samples / 10 m) in the Balzes anticline (Fig. 3): 1) the Meson de Sivil (SIV) section (570 m) in the southeastern limb along Cuisian and lower Lutetian (Boltaña and lower Guara Formations) and 2) the Santa Marina de Bagüeste (BZ) section (650 m) in the northernmost outcrops across the Lutetian progressive unconformity (Guara Formation). These profiles have been processed in discrete subsets allowing for eleven robust rotation values to be acquired (6 in BZ and 5 in SIV). An additional discrete site (SS) in the Lutetian carbonate slope facies located over the eastern limb (Sarsa de Surta area) was sample to perform the fold test in the northern section. In total, more than 400 standard cores were directly drilled and insitu orientated during the fieldwork. Laboratory procedures Detailed progressive demagnetization was performed to unravel the NRM components. 227 samples were demagnetized by alternating field (AF) and 456 specimens by thermal treatment (TH) at intervals of 5-20mT and 25-50°C respectively. Some magnetic mineralogy experiments, including IRM and Thermal demagnetization of IRM three components, were also carried out. The measurements were conducted in the University of Burgos and in the Fort Hoofddijk (University of Utrecht) paleomagnetic laboratories by means of a 2G cryogenic magnetometer, a TD-48 SC (ASC) oven, a laboratory made oven (Utrecht), and a M2T-1 pulse magnetizer. Susceptibility measurements were carried out with a KLY-4 during the thermal treatment to control possible mineralogical changes. Samples were classified as regards of the quality of their characteristic directions. For a structural study like this, only the best-quality samples were considered: welldefined and stable directions (defined by more than 5 steps) and demagnetization circles (arc fragments defined by 4 steps or more). 314 The directions and demagnetization circles were fitted by means of the Paldir program (University of Utrecht). The directions (direct observations) were calculated by principal component analysis PCA (Kirschvink, 1980), and the application of the demagnetization circles observations was approached by means of the combined analysis of direct observations (directions) and demagnetization circles (MacFadden & MacEllhiny, 1988) using the Palfit software (University of Utrecht). The ABC means were calculated in Stereonet software using Fisher (1953) statistics, as the BAC means. Figure 1: Geological sketch map (data by Puigdefábregas (1975) modified by Millán, (1996, 2006) & Pueyo (2000).Rotation magnitudes in eastern Jaca basin. 315 Mineralogy and components Besides recent overprints at low temperatures (20° up to 250°), a main characteristic paleomagnetic component can be distinguished and unblocks from 200° - 250° up to 450°C - 575°. This component presents two pseudoantipodal polarities, depending of the case (Fig. 2), and seems to be a reliable record of the Eocene magnetic field. In general, de NRM is weak 5*10-5 A/m, but it does not prevent the primary component to be calculated. In some cases, the Cuisian rocks display unblocking temperatures larger than 575° due to the occurrence of hematite (hard coercivity mineral), however magnetite is the main carrier. Lutetian rocks have also magnetite as a main carrier and an important quantity of undifferentiated sulfides in most of the samples. Figure 2. Demagnetization diagrams and site means. A. Zijderveld Diagrams and stereograms showing characteristic Cuisian and Lutetian, normal and reverse directions. B. Combined technique of demagnetization circles and PCA directions in SI and BZ subsets. 316 Paleomagnetic stability The characteristic directions obtained in the Balzes anticline (Fig. 3) present two pseudo antipodal polarities that have allowed building a trustworthy sequence of the inversions after comparing to the Eocene magnetic polarity time scale (Cande & Kent, 1995). This calibration is also consistent with the available biostratigraphic data. Therefore they could be considered as a primary record of the Eocene field. However an inclination shallowing is patent in the magnetostratigraphic profiles, on contrary the SS site displays a reasonable inclination. The inclination errors aware us about a possible external source of error (inclination flattening, overlapping of components or internal deformation of the rock volume) that could deflect the original magnetic record orientation producing the pseudoantiparallelism. The limited size of the current dataset and the complexity of the structure do not allow any significant further checking (like the fold test). Anyway, this issue will be certainly addressed in future and more detailed researches (i.e. a denser net of rotation control-points). Figure 3. Balzes anticline rotation magnitudes. Locations of the sampling profiles and the stereographic means before and after bedding correction (gray and black respectively). Great circles represent the mean bedding plane in each location. 317 Kinematics constraints and structural model A reference direction (DEC=004, INC=-53, α95=6, k=9, by Taberner et al. 1999) is available in the eastern Pyrenean foreland basin. The contrasting of the local data (after bedding correction ABC) against this reference allows us defining the local rotation magnitudes (Fig. 4). In the eastern limb, the SI mean value displays 21° clockwise rotation (CW), similarly the SS site shows 32° CW, on contrary, the western limb displays 18° counter clockwise (CCW). Although data are limited and must be cautionary considered, a preliminary interpretation and a kinematics model proposal can be founded in the following observations: 1) The northern sector of the anticline displays substantial differences in the declination record; about 50° of differential shortening. 2) This record is asymmetrical with respect to the paleomagnetic reference but symmetrical with respect to the fold axis orientation in this sector. 3) The differential rotation along the fold curvature observed in the eastern limb hardly exceeds 10°. 4) The fold axis pathway displays a bending of about 43°. 5) The wavelength of the northern structures is larger than the southern ones. 6) The sedimentary thickness diminishes southwards. The northern part of the Balzes anticline has a conical shape probably due to both, the thickening of the Eocene stratigraphic sequence to the north and fold interference with E-W (Pyrenean) main fold direction (The Guarga syncline complex). This conical geometry in the northern part (apex points southwards) requires a bulk vertical axis rotation of about 50°, but actually is accommodated by different sense of rotation in every limb (about 25°): CCW at the western limb, CW at the eastern one. The actual difference between both limbs is probably due to a moderate bulk CW rotation (≈ 10°) causing a final larger rotation in the eastern limb (32º) than in the western limb. 318 Figure 4: A. Rotation magnitudes in the Balzes anticline, additional data from other authors in the surrounding areas are also displayed. Cones axes represent the magnetic declination (after bedding correction) and the cone semiapical angle is the α 95 value. B. Preliminary kinematic model proposed for the Balzes anticline displaying a qualitative fold reconstruction. Map-view cartoons represent the rotational evolution of the structure. This later bulk rotation is probably possible in the nearness of the footwall ramp (Fig. 4) while the southern part of the Balzes anticline, located over the footwall ramp, is unable to rotate and the bulk rotation aforementioned is not significant. Therefore the observed CW rotation (21º) must be acquired at the beginning of the deformation (Lutetian times) during the folding. These new results differ substantially to other N-S structures in the area (i.e. Boltaña and Pico del Aguila anticlines) where similar rotation values were found in both limbs (≈50° in Boltaña and ≈35° in Pico del Aguila). In those structures the present orientation is a secondary attribute caused by the regional gradients of shortening (Rodriguez et al., 2008; Fernández, 2004). On contrary, in the Balzes anticline, most part of the observed bending seems to be a primary feature that has been slightly rotated (≈25°) during the deformation. Acknowledgements. This work was sponsored by a fellowship from the University of Zaragoza - BSCH - Fundación Carolina (ARP) and from a research contract “Ramón y Cajal” from the MEC (ELP). Research financial support comes from the projects Geokin3D-Pir (CTPR04/2005 CTPP01/2007 INTERREG IIIb-CTP), 319 Pmag3Drest (CGL-2006-2289-BTE del MEC) and the ChronoPyr (2006-2009-IGME). Paleomagnetic work was performed in the Universities of Burgos and Utrecht. Tania Mochales, and Inma Gil-Peña, helped us in the field during the sampling campaigns. Paleomagnetic data processing has been made using "Paldir" and “Palfit” programs from Utrecht Paleomagnetic Laboratory. Stereographic projections were made using "Stereonet" program (6.3.2) by Richard Allmendinger to whom we are very grateful. References Bailey, R.C. & Halls, H.C., (1984): Estimate of confidence in paleomagnetic directions derived from mixed remagnetization circle and direct observational data. Journal of Geophysics, 54, 174-182. 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Si se consideran los valores de rotación promediados cada (1-2 Ma) y se contrastan con los valores de rotación robustos existentes (Hogan y Burbank, 1996; Pueyo et al., 2002) el valor de rotación de la serie Luteciense parece disminuir constantemente a una tasa de 2° /Ma (Fig. 6). Este hecho implicaría que la rotación del frente de cabalgamiento surpirenaico en este sector podría haber comenzado en el Luteciense. 328 FIGURA 5. Mapa simplificado del Corte del Isuela y parte del anticlinal del Pico del Aguila con los datos magnéticos de rotación de este trabajo (estaciones ISU-01 a ISU-10), y datos de Pueyo et al., 2002 y Hogan et al., 1993; tomado del mapa geológico Millán Garrido, 1996, modificado por Pueyo et al., 2002. FIGURA 6.Tabla de rotación vs. Tiempo. Círculos azules muestran valores de estaciones de rotación ISU, círculos verdes (Pueyo et al., 2002) y ciclulos naranja (Hogan y Burbank, 1996). 329 Si se comparan estos valores con los datos disponibles en el Bartoniense y en el Oligoceno se observa que, por un lado, existe una contradicción en el valor de la rotación para la base del Bartoniense (explicable por la baja calidad de las estaciones de la base de Arguis; Pueyo et al., 2002). Por otra parte, la tendencia observada en el Luteciense parece acelerarse en el Bartoniense, alcanzando velocidades de rotación de 7°/Ma hasta la finalización de la actividad rotacional (techo de Guara) que se pone de manifiesto en los valores existentes en Campodarbe (Hogan y Burbank, 1996). Este cambio de tendencia explicaria que la mayor parte de la actividad rotacional se produjo durante la formación del anticlinal del Pico del Aguila (hecho que explicaría su anómala orientación). AGRADECIMIENTOS Al laboratorio de Paleomagnetismo de la Universidad de Utrecht (Fort Hoofddijk) y a su equipo de trabajo por la colaboración prestada. Trabajo financiado por los proyectos: Geokin3D-Pir (CTPR04/2005 de la INTERREG IIIb-CTP, UE), Pmag3Drest (CGL-2006-2289-BTE del MEC) y del CronoPyr (2006-2009-IGME). Fondos adicionales para el desarrollo de este proyecto provienen una beca de la Fundación Carolina-Universidad de Zaragoza -BSCH (Adriana Rodríguez Pintó) y de un contrato de investigación del programa “Ramón y Cajal” (Emilio Luis Pueyo). REFERENCIAS Hogan, P.J. and Burbank D.W., (1996): Evolution of the Jaca piggyback basin and emergence of the External Sierra, southern Pyrenees. In: Tertiary basins of Spain. Edit: Friend, P.F., Dabrio, C.J. Cambridge Univ. Press. Pp 153-160. McFadden, P.L., McElhinny, M.W. (1988.) The combined analysis of remagnetization circles and direct observations in paleomagnetism. EPSL, 87: 161-172. Millán, H.; Aurell, M.; Meléndez, A; (1994). 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Resultados y conclusiones En esta Tesis Doctoral, además de estaciones puntuales para el control de rotación, se han estudiado de 4 perfiles magnetoestratigráficos localizados en el intervalo Ypresiense-Luteciense de la Cuenca Eocena Surpirenaica Occidental (Sierras Exteriores), ubicados estructuralmente en el anticlinal del Balzes y sector del anticlinal del Pico del Águila. Perfil UTM 30T Metros Muestras Intervalo Crones Gasoducto x: 709312 y: 4687146 90 38 LutecienseBartoniense C20rC18r Isuela x: 712180 y:4686382 520 197 Luteciense C21rC19n Santa Marina x: 743750 y: 4690000 650 189 Luteciense C21rC19n San Pelegrín x: 748349 y: 4675760 540 169 CuisienseLuteciense C23rC20r TOTAL …………… 1800 593 CuisienseBartoniense C23rC18r Tabla 1. Datos de los perfiles magnetoestratigráficos realizados: UTM (uso: 30T datum ED1950), metros de serie, numero de muestras de cada perfil, intervalos de edades y crones. De los resultados obtenidos se derivan las siguientes conclusiones que han sido agrupadas en diferentes aspectos: 5. 1 Comportamiento magnético de los materiales estudiados 1) La Formación Boltaña (en San Pelegrín), se caracteriza por la presencia de minerales de baja, media y alta coercitividad, donde dominan los primeros (saturaciones hasta 0.12 T). La magnetita se evidencia como principal portador del registro paleomagnético con temperaturas de desbloqueo cerca de los 580º C (fases de coercitividad media y baja, <0.4T). En menor grado y con caídas de magnetización cerca de los 180º y de los 620º (fases de coercitividades altas, <2T) se presentan goethita y hematites posiblemente con impurezas de aluminio. En la Formación Guara dominan por completo minerales de coercitividades baja y media, en su mayoría magnetita y en algunos casos sulfuros indiferenciados (temperaturas 332 de desbloqueo entre 300 y 420º), un escaso número de muestras presenta una componente de alta coercitividad debida a hematites. En ambas formaciones, la NRM suele tener valores máximos de 2mA/m y suelen ser débilmente paramagnéticas o diamagnéticas, siendo de menor calidad y más débiles las calizas de la Formación Guara en el anticlinal del Balzes especialmente en su sector septentrional. 2) En la Formación Boltaña, la estabilidad de la magnetización se caracteriza por dos componentes: una viscosa de baja temperatura (<200º) y otra componente linear, de dos polaridades (normal e inversa), dirigida al origen y que alcanza temperaturas de hasta 570º C. Esta componente se ha definido como la ChRM. El conjunto de direcciones calculadas para la Formación Boltaña de calidad tipo 1 (MAD>15º y más de tres pasos de desmagnetización), corresponden a un 87.5 % y presentan más de 6 pasos de desmagnetización, desviaciones menores de 15º (MAD) y pasan los test de estabilidad. El comportamiento de las rocas de la Formación Guara es más variable. En general presentan dos componentes: una viscosa de bajas temperaturas (<200º) y otra componente linear, de dos polaridades (normal e inversa), que también va al origen y alcanza temperaturas de 560º C en el perfil del Isuela y cerca de los 435º en el anticlinal de Balzes (San Pelegrín y Santa Marina). En el perfil de Isuela un 69% corresponden a direcciones de calidad tipo 1, en San Pelegrín un 70% cumplen con los criterios de calidad Tipo1 y en Santa Marina tan solo un 27% de la direcciones calculables cumplen con criterios de calidad menos rigurosos (MAD>20º y más de tres pasos de desmagnetización). Esta menor calidad de datos se debe a la presencia de un importante solapamiento de componentes paleomagnéticas que provoca declinaciones variables y anómalas así como inclinaciones muy bajas en el conjunto de datos. En los perfiles de Isuela y San Pelegrín los datos pasan favorablemente las pruebas de estabilidad pero no es el caso del conjunto de datos de Santa Marina (especialmente las calizas). 5.2 Solapamiento de componentes paleomagnéticas El estudio del conjunto de datos de Santa Marina con muestras paleomagnéticas tomadas en diferentes puntos en el sector septentrional del anticlinal del Balzes y tomando en cuenta diferentes litologías presentes en la zona (calizas, margocalizas y margas), permitió: 3) Diferenciar los datos en dos conjuntos relacionados con la litología. Un primer conjunto de inclinaciones y declinaciones homogéneas y esperables (en su mayoría margas y margocalizas) y otro conjunto con declinaciones heterogéneas, inclinaciones bajas no esperadas (en su mayoría calizas). El primer conjunto 333 escasamente muestra errores de declinación e inclinación y es consistente en todas las posiciones estructurales. En cambio, el segundo grupo (calizas) muestra un solapamiento importante de componentes paleomagnéticos y errores significativos y variables relacionados con la geometría del pliegue. Para el segundo conjunto de datos (calizas del perfil de Santa Marina), se sugiere un solapamiento completo entre una componente primaria (de polaridades normales e inversas), con una componente secundaria de polaridad inversa (Figura 1-4 en ambos flancos), y posterior a la formación del pliegue y rotación de la estructura. Mas allá del rango de solapamiento entre las componentes, la baja intensidad de las muestras, formación de minerales en el horno durante los procesos de desmagnetización, giroremanencia en las desmagnetizaciones por campos alternos o simplemente la mineralogía presente con sus particularidades intrínsecas, impiden observar en una misma muestra la componente solapada y la componente primaria aislada. La cronología de esta componente secundaria podría estar relacionada con el momento de la exhumación del anticlinal durante el Mioceno, debido a su carácter post-tectónico (post pliegue y post rotación). De cualquier forma, el origen de este solapamiento es intrigante. Una posible explicación podría estar relacionada con el mecanismo de presión-disolución presente en las Sierras Interiores y que produce remagnetizaciones Eoceno-Oligocenas post-tectónicas parciales o totales en las rocas de Sierras Interiores y del Surco Turbidítico (Oliva-Urcia, 2004; Oliva-Urcia et al.,2008) a unos 25 km al norte del anticlinal del Balzes (posición meridional del frente de esquistosidad en esta transversal). Esta hipótesis deberá ser contrastada en futuros estudios centrados en este interesante problema. Para cuantificar el problema, se propone un modelo geométrico de solapamiento en relación a la geometría del sector septentrional del anticlinal del Balzes (Figura 1). El modelo numérico permite identificar el tipo de error y permite la cuantificación de los errores (tanto en declinación como en inclinación) en todas las posiciones posibles estructurales (Figura 2). Mediante el uso de modelos numéricos se propone una nueva herramienta para hacer frente a la problemática de datos con un fuerte solapamiento de componentes. Se sugiere que el efecto de solapamiento en el anticlinal del Balzes está ligado a la litología, sobre todo a calizas masivas y margas y margocalizas muy meteorizadas. La identificación y cuantificación de los errores debidos al solapamiento potencialmente permiten un filtrado de datos para eliminar estos errores y también permite evaluar las posiciones estructurales idóneas donde el error se minimizaría. 334 Figura 1. Modelo cualitativo estereográfico del sector norte del anticlinal Balzes. Los dos flancos se tratan por separado. 1) Registro primario (P) in-situ, 2) P luego de plegarse pero antes de la rotación de la estructura (eje inicial del pliegue aproximado N147), cuatro escenarios de buzamiento son modelizados (0-30-60 y 90º), 3) Posición de los vectores luego de la rotación (50º en sentido horarioCW). Aquí la estrella representa la orientación del campo secundario; 4. Solapamiento entre los vectores P plegados el registro secundario inverso. En este caso contribución de las intensidades de los vectores primarios y secundarios es al 50% (P / S = 1). 5) Vectores P (círculos), S (las estrellas) y solapados (cuadrados) luego de la corrección de capa. Las áreas sombreadas representan las zonas de solapamiento potenciales en cada caso. 335 Figura 2. Modelado de errores de declinación y la inclinación en el anticlinal Balzes. Las líneas continuas y discontinuas indican las líneas de error con diferentes proporciones de P / S (de 0,2(muy solapado) a 3 (poco solapado)). Las polaridades se tratan por separado, las líneas negras corresponden a la componente normal primaria y el blanco con la polaridad inversa. Los círculos blancos, grises y negros son la ubicación de las estaciones estudiadas (BG, BZ y SS, respectivamente). Las estaciones solapadas (calizas) parecen caer dentro de un rango (P/S: de 0,5 a 1). 4) En esta línea, también se proponen modelos de solapamiento en relación a la geometría de pliegues por medio de modelos universales aplicables a cualquier escenario de solapamiento (Figura 3). Estos múltiples escenarios de solapamiento de componentes paleomagnéticas han sido modelados en todas las posibles geometrías de pliegue (orientación del eje respecto al campo magnético y posición [buzamiento] dentro del pliegue), considerando ambas polaridades y otros parámetros. Con estos modelos, se hace posible el calculo de los errores (declinación e inclinación) del vector obtenido (solapado) con respecto a la referencia paleomagnética (vector no solapado). Las observaciones de los modelos confirman que los errores de declinación en un mismo escenario suelen ser de mayor magnitud que los de inclinación. Adicionalmente al factor geométrico que es determinante en el desarrollo de estos errores, la magnitud relativa de cada vector (P/S) también influye de manera significativa. Las mayores asimetrías y magnitud de los errores se observan cuando los registros primarios y secundarios tienen polaridades opuestas. Si el registro principal (declinación) y la orientación del eje son perpendiculares (Ω = 90 º), se observan asimetrías y magnitudes máximas del error. Este tipo de errores produce resultados erróneos en las pruebas de estabilidad (pliegue e inversión) si se utilizan vectores solapados 336 343 Figura 7. Mapa simplificado del anticlinal del Pico del Águila con la localización de estaciones paleomagnéticas de Hogan et al. (1993) y datos de estaciones de rotación de Pueyo et al., (2002); tomado del mapa geológico Millán Garrido (1996), modificado por Pueyo et al. (2002). El anticlinal Balzes se caracteriza por rotaciones de más de 30 ° en sentido de las agujas del reloj (CW) en promedio, aunque este valor varía según la posición estructural y la cronología de cada estación (Figura 6). Los valores de rotación en el anticlinal del Balzes oscilan entre magnitudes no significativas hasta más de 80 ° CW. Esta variabilidad en parte se debe al carácter sin-rotacional de los sedimentos y a la forma curvada del anticlinal y su origen. Los análisis paleomagnéticos llevados a cabo sobre 197 muestras de la serie Luteciense, en las inmediaciones del Pico del Águila (perfil Isuela), ha permitido caracterizar los valores de rotación promedios asociados a esta estructura de dec, inc, 95, k y n: 030, 36 ,3 y 65, 148 (Figura 7). 344 8) Realizar un estudio detallado del origen de la curvatura del anticlinal del Balzes (Figura 8). Los valores de rotación calculados en estaciones individuales en el anticlinal del Balzes oscilan entre 0 y 80º en sentido horario, están relacionados con la variación de orientación del eje del pliegue y revelan la existencia de una curvatura primaria que es acentuada (curvatura secundaria) durante la rotación. Los materiales depositados durante la etapa de pliegue a un principal evento de deformación durante el Luteciense medio y superior, tal y como esta registrado en la discordancia intraluteciense en el flanco Oeste del anticlinal (Santa Marina de Bagüeste). Figura 8. Curvatura del Balzes. A) Diagrama de curvatura del anticlinal, adicionalmente se muestran datos de los anticlinales de Boltaña (Bo) y Pico del Águila (PAA). B) Restitución del rumbo de eje del pliegue a su posición pre-rotacional. C) Esquema simple (vista de planta) del eje del pliegue del anticlinal antes y después de la rotación. 9) Caracterizar las velocidades de rotación del anticlinal del Balzes y estimar las posibles rotaciones acomodadas durante el Luteciense en el Pico del Águila (Figura 9). En el anticlinal del Balzes, los análisis de los sedimentos depositados durante la rotación de la estructura nos permiten obtener la velocidad de rotación del anticlinal (5.2º por millón de años) así como acotar la etapa de rotación LutecienseBartoniense, acordes con datos pre-existentes del frente surpirenaico. 345 En el sector central de las Sierras Exteriores, las diez estaciones (derivadas de la discretización del perfil del Isuela) unidas a los datos preexistentes (Pueyo, 2002), precisan la datación del inicio de la actividad rotacional en el entorno del Pico del Águila (sector Central de las Sierras Exteriores) y se estima que comienza en el Eoceno, durante el depósito de las calizas de Guara (2° por M.a.), si bien se acelera durante el deposito de las margas de Arguis. Si bien, estas deberían ser estudiadas con mayor detalle en la base de las margas Bartonienses de la Fm. Arguis (Figura 8 y 9). Figura 9. Velocidades de rotación en el anticlinal Balzes. A) Valores de rotación derivados de las estaciones individuales (de acuerdo con el modelo de edad propuesto). Las barras de error son los conos de confianza α95. B) Valores de la media (robusta) obtenidos para intervalos temporales discretos (2-3 Ma). C) comparación con los datos de los anticlinales de Pico del Águila y Boltaña. D) Cuadro sintético de edades de plegamiento y rotación para dichas estructuras en el que se hace patente la divergencia de ambos mecanismos de deformación. 346 347 Historia de la ratita encerrada en un libro. Por: Monique Felix. Ediciones Maria Di Mase. Caracas, Venezuela. 348 349 Referencias bibliográficas. Adams, C.G. 1962. Alveolina from the Eoceneo England. Micropaleontology, 8, 45-54. Alegret, L.; Aurell, M. 2002. Facies analysis and sequence stratigraphy of an Upper Cretaceous carbonate platform (western South-Pyrenean Basin, Spain). N. Jb. Geol. Paläont. Abh. 226 (1): 25-41. Alegret, L.; Aurell, M. 1999. 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