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Codirectores: Dña. Ana Rosa Soria de Miguel Don. Carlos Luis Liesa Carrera Autor: Alfonso Ibáñez Loriente TRABAJO FIN DE GRADO GRADO EN GEOLOGÍA Sedimentología y tectónica sinsedimentaria de la Fm. Artoles en Miravete (Teruel, Cordillera Ibérica) Zaragoza, 8 de septiembre de 2014 Al tribunal de evaluación de los TFG 2013/2014 del Grado en Geología La Dra. Ana Rosa Soria de Miguel y el Dr. Carlos Luis Liesa Carrera, directores del trabajo Fin de Grado presentado por Alfonso Ibáñez Loriente y titulado “Sedimentología y tectónica sinsedimentaria de la Fm. Artoles en Miravete (Teruel, Cordillera Ibérica)” consideran que dicho trabajo se ajusta a la normativa específica establecida a tal fin por el Departamento de Ciencias de la Tierra y por la Facultad de Ciencias de la Universidad de Zaragoza, por lo que damos nuestra aprobación para la exposición y defensa pública de dicho trabajo por parte de su autor. Atentamente Fdo: Ana Rosa Soria de Miguel Fdo: Carlos Luis Liesa Carrera RESUMEN En este trabajo se estudia la sedimentología y tectónica sinsedimentaria de la Fm. Artoles en la subcuenca de Galve. Para ello se ha realizado el levantamiento del perfil CAMINO MIRAVETE, situado entre las localidades de Aliaga y Miravete de la Sierra, y la cartografía local de zona de estudio. El perfil tiene un espesor de 165 metros, divididos en 31 tramos de campo que han sido agrupados en 3 tramos de mayor orden. El tramo I (90 m) consiste en una alternancia de margas y calizas. El tramo II (46,5 m) está caracterizado por el dominio de margas masivas con intercalaciones de niveles arenosos y bioclásticos y de areniscas con estratificación cruzada hummocky. El tramo III (28 m) constituye una alternancia de margas y calizas. El estudio sedimentológico de campo junto con datos petrográficos y texturales de las muestras tomadas han permitido diferenciar cuatro asociaciones de facies: lagoon carbonatado, delta de flujo, rampa media proximal y rampa media distal. Éstas permiten caracterizar un modelo sedimentario de rampa carbonatada afectada por tormentas. La sucesión de asociaciones de facies a lo largo del perfil permite caracterizar una evolución vertical de la Fm. Artoles en 3 estadios. Un estadio basal caracterizado por un subambiente de lagoon carbonatado restringido (carofitas y ostrácodos), un estadio intermedio en el cual se instala bruscamente depósitos propios de rampa media distal con niveles de tempestitas que, posteriormente retrograda hacia subambientes más proximales de la rampa media con depósitos arenosos con estratificación cruzada hummocky. Hacia techo del perfil se produce la implantación de otro lagoon carbonatado, con mejor comunicación con mar abierto. Los resultados obtenidos han permitido discutir los factores alocíclicos que pudieron provocar la rápida profundización reconocida a mitad del perfil, proponiendo para ello variaciones eustáticas y/o un incremento en la actividad tectónica sinsedimentaria. 1 Resumen ÍNDICE Abstract ................................................................................................................................ 2 1. INTRODUCCIÓN........................................................................................................ 3 1.1. Planteamiento y objetivos...................................................................... 3 1.2. Situación geográfica y geológica........................................................ 3 1.3. Metodología................................................................................................. 6 2. ESTRATIGRAFÍA....................................................................................................... 7 2.1. Situación y localización del perfil........................................................ 8 2.2. Descripción del perfil.............................................................................. 10 3. SEDIMENTOLOGÍA................................................................................................ 14 3.1. Asociación de facies .............................................................................. 14 - Asociación de facies de lagoon carbonatado..................................................... 14 - Asociación de facies de delta de flujo................................................................ 17 - Asociación de facies de rampa media proximal................................................. 17 - Asociación de facies de rampa media distal...................................................... 19 3.2. Modelo de Sedimentación................................................................... 20 4. DISCUSIÓN................................................................................................................ 21 4.1. Evolución vertical de la Fm. Artoles................................................. 21 4.2. Factores de control................................................................................. 23 5. CONCLUSIONS........................................................................................................ 26 6. BIBLIOGRAFIA.......................................................................................................... 27 7. ANEXO I ...................................................................................................................... 30 2 ABSTRACT The essay has carried out a study about the sedimentology and synsedimentary tectonic of Artoles formation (Upper Barremian) in sub-basin of Galve. Therefore, a stratigraphic column has been made, CAMINO MIRAVETE, located between Aliaga and Miravete de la Sierra districts; a local mapping of the studied area has also been made. Column has 165 meters of thickness, divided in 31 field sections which have been grouped in 3 ones of higher order. Section I (90 m) consists of an alternation of marl and limestone, generally of wackestone texture, with occasional sandstones and bioclastic limestones, with ostracods, charophytes, bivales and ostreidos. Section II (46.5 m) is characterized by the dominance of massive marls with intercalation of sandy and bioclastic levels, there is sandstone with hummocky cross-stratification towards the top. Section III (28 m) is an alternation of marl and limestone of a dominant texture packstone, with bivalves and ostreidos and echinoderms and benthic foraminifera towards the top. The combination of sedimentological and petrographic studies together with textural data of the samples (polished sections and thin sections) has enabled the differentiation of four facies associations: carbonate lagoon, flood delta and proximal and distal middle ramp. These facies associations permitted the characterization of a sedimentary model, in a carbonate ramp affected by storms. The succession of facies associations along with the column gave allowance to the interpretation of the evolution of the Artoles formation in 3 stages. A basal stage characterized by a sub-environment with a restricted carbonate lagoon (charophytes and ostracods); an intermediate stage, which is installed abruptly by deposits of distal middle ramp with tempestitas that subsequently retrograde to sub-environments of proximal middle ramp, including deposits of sandstone with hummocky cross-stratification. Finally, almost at the top, another carbonated lagoon is implanted, although it is better communicated with the open sea (echinoderms and benthic foraminifera). The results obtained have risen a question about the main allocyclic factors that could cause the fast deepening recognized about the half of the column. As a result, eustatic variations and/or an increase in the synsedimentary tectonic activity have been proposed. 3 CAPÍTULO 1: INTRODUCCIÓN 1.1. Planteamiento y objetivos Aparte de los estudios estratigráficos regionales que se han hecho en las unidades del Cretácico Inferior de este sector de la Cordillera Ibérica (Aguilar et al., 1971; Canerot, 1974; Ginkel y Mekel, 1976; Cervera et al., 1976; Canerot et al., 1982; García-Ramos, 1985; Salas, 1987; Salas et al., 1991 y 1995; Salas y Guimerà, 1996 y Soria, 1997), existen muy pocos estudios sedimentológicos de la Fm. Artoles en la subcuenca de Galve y los que existen son muy generales. En este sentido García-Ramos (1985) identificó para la Fm. Ares del Maestre una llanura mareal fangosa y mixta surcada por canales de marea, que evoluciona a lagoon y plataforma interna. Además, clasificó una serie de foraminíferos bentónicos (Orbitolinopsis kiliani, Choffatella decipiens, Sabaudia minuta, Nautiloculina cretácea, Evertycyclammina greigi, Pseydocyclammina hedbergi, Debarina hahounerensis), algas (Dasycladáceas, Cylindroporella annulata, S. dinarica, Heteropòrella cylindrica y Munieria baconica) y ostrácodos marinos (Cytherella pyriformis, Macrocypris horatiana y Centrocythere bordety). Por la asociación de foraminíferos, ostrácodos y algas citadas asignó a la Fm Artoles una edad de Barremiense superior. Salas (1987) redefine la Fm. Ares del Maestre y le da el nombre de Fm. Margas y Calizas de Artoles, interpretándola como carbonatos marinos de aguas someras y amplia el techo de la unidad al Aptiense basal. Soria (1997) establece para esta unidad una plataforma tipo lagoon de zonas interiores protegidas. Posteriormente a partir de las dataciones de las unidades suprayacentes, Peropadre (2012) da esta unidad como Barremiense superior. En esta memoria del Trabajo de Fin de Grado se presenta el estudio realizado sobre la sedimentología y tectónica sinsedimentaria de la Fm. Artoles en la subcuenca cretácica de Galve (Cordillera Ibérica Central), en las inmediaciones de la localidad de Miravete. Esta unidad se desarrolla dentro de la segunda etapa de rifting mesozoico (Salas, 1987). En concreto, se ha realizado un análisis detallado de la arquitectura estratigráfica de esta unidad con el objetivo de establecer el medio de sedimentación de la misma e identificar las variaciones de dicha unidad a lo largo del Barremiense superior. Además, se tendrá en cuenta la tectónica sinsedimentaria en las inmediaciones del área de estudio, con el fin de conocer si ésta modifica la disposición de los sub-ambientes sedimentarios. 1.2. Situación geográfica y geológica El área objeto de estudio se sitúa en la provincia de Teruel, concretamente en la comarca del Maestrazgo, entre los municipios turolenses de Aliaga y Miravete de la Sierra, 4 comunicados a través del Camino de Miravete (Fig. 1). El área estudiada queda comprendida en la hoja de Mapa Geológico de España del IGME a escala 1:50.000 de Villarluego (n° 543) (Gautier, 1980). Figura 1. Situación geográfica del área de estudio. Los materiales de la Fm. Artoles quedan enmarcados en su totalidad dentro del sector noroeste de la subcuenca de Galve. La subcuenca de Galve está situada en el este de Iberia, dentro del sector central de la Cordillera Ibérica, y representa un área de sedimentación marginal en la parte oeste de la Cuenca cretácica del Maestrazgo (Salas y Guimerà, 1996; Soria, 1997). Esta subcuenca incluye el conjunto de afloramientos cretácicos que se sitúan entre las localidades de Aliaga-Galve y Alcalá de la Selva, extendiéndose hacia el sur hasta la localidad de Gúdar (Pico de Peñarroyas) y limitada físicamente al sureste por La Sierra de Moratilla (Anticlinal de Alcalá de la Selva) (Fig. 2 A y B). El límite oriental está constituido por el Umbral de “Ejulve-Fortanete”, en el que afloran los materiales del Cretácico superior. El límite septentrional de esta subcuenca coincide con el meridional de la subcuenca de Las Parras. En esta cuenca de sedimentación del Cretácico inferior se apoya siempre discordantemente sobre la Fm. Villar del Arzobispo. La sedimentación cretácica sinrift en la subcuenca de Galve abarca desde el Hauteriviense tardío al Albiense temprano y está constituida por la siguientes unidades (Salas, 1987; Soria, 1997; Salas et al., 2001): (1) una serie aluvial y lacustre (Fm. El Castellar); (2) arcillas rojas y areniscas (Fm. Camarillas) interpretadas como un sistema de estuario (Rocío Navarrete 2014, com. pers.) que evoluciona a un sistema de isla-barrera lagoon (Navarrete et al., 2013); (3) margas y calizas (Fm. Artoles) ricas en algas calcáreas, foraminíferos 5 bentónicos y moluscos, interpretados como depósitos de un medio carbonatado somero; (4) una serie de plataformas siliciclásticas y/o carbonatadas (Fms. Morella, Chert, Forcall, Villarroya de los Pinares y Benasal) que caracterizan la sedimentación durante el Aptiense (Peropadre, 2010); y (5) series transicionales siliciclásticas con capas de carbón (Fm. Escucha) (Rodríguez-López, 2008). La estructura extensional de la subcuenca cretácica de Galve fue caracterizada por un graben de dirección NNO-SSE definido por fallas normales de misma dirección, nombradas como La Falla de Miravete y La Falla de Alpeñés-Ababuj (Soria, 1997; Liesa et al., 2006; Fig. 2C). Este graben principal estaba compartimentado por un conjunto de fallas normales lístricas ENE-OSO (Fallas de Campos, Santa Bárbara, Aliaga, Remenderuelas, Camarillas y Jorcas) resultando en un sistema menor transverso de grabens y semi-grabens (Fig. 2C). Este sistema de fallas determinó la configuración de la cuenca con una geometría alargada N-S. Posteriormente se produjo la reactivación, con inversión parcial o total, de estas fallas, como las fallas de Miravete y Camarillas, y la nucleación en esta última de pliegues y cabalgamientos E-O afectando la serie mesozoica y terciaria (Liesa et al., 2004). Figura 2. A y B. Localización geológica del área de estudio. C. Bloque diagrama de la estructura de la subcuenca de Galve durante la sedimentación cretácica de las Fms. El Castellar, Camarillas y Artoles (Facies Weald) (modificado de Liesa et al., 2006). FR, FC, FEB, FJ y FCV: Fallas de Remenderuelas, Camarillas, El Batán, Jorcas y Cañada Vellida, respectivamente. 6 1.3. METODOLOGÍA La metodología seguida para la realización de este trabajo incluye: Trabajos previos: Recopilación y consulta de bibliografía relacionada con el tema de estudio, como información y material de referencia para la investigación. Trabajos de campo: Los trabajos de campo se han centrado en el levantamiento detallado capa a capa de una columna estratigráfica (perfil CAMINO MIRAVETE) en los materiales del Cretácico inferior de la Fm. Artoles en el Camino de Miravete, y en la realización y revisión de cartografías geológicas. El perfil se ha realizado estableciendo diferentes tramos en campo, atendiendo a criterios sedimentológicos (variaciones litológicas y de facies, cambios texturales, etc). Estos tramos han sido agrupados en otros de mayor orden para simplificar la descripción de la columna estratigráfica. Las medidas de potencia se han realizado con cinta métrica y vara de Jacob. Por otra parte, se han realizado en el campo el mayor número de observaciones posibles, tanto de carácter litológico como sedimentológico (características de facies y asociaciones de facies, geometrías de los cuerpos, texturas y estructuras), junto con la realización de fotografías del afloramiento, tanto a pie de afloramiento como en desde el aire usando un drone fotográfico. Se han medido diversas estructuras sedimentarias, centrándonos básicamente en medidas de dirección y buzamiento de planos de estratificación cruzada y planar, así como direcciones de crestas en trenes de ripples. En cada uno de estos puntos se ha medido la dirección y buzamiento del plano de estratificación, con el fin de obtener resultados puntuales para la deducción de las direcciones de paleocorrientes, sin llegar a ser considerados como definitivos, debido al escaso número de medidas que podían tomarse en cada depósito o estación. Simultáneamente al levantamiento del perfil se ha realizado el muestreo de los mismos. La recogida de muestras se ha efectuado con criterios sedimentológicos. Se han tomado muestras de calizas para hacer secciones pulidas y láminas delgadas y también de margas para levigados. Por otra parte, con la ayuda de la ortoimagen a escala 1:5000 del SITAR y trabajos de campo se ha realizado una cartografía geológica, con el fin de intentar deducir las estructuras tectónicas que han actuado durante el depósito de la Fm. Artoles en el área de estudio. En estos casos, se han realizado cortes geológicos explicativos, así como la dirección y buzamiento de planos de fallas, indicando, siempre que era posible, el sentido de desplazamiento de las mismas. Trabajos de Laboratorio: En los trabajos de laboratorio se han analizado las muestras tomadas en el campo, con el objetivo de ampliar los datos recogidos en las campañas de campo. Las muestras de calizas se cortaron y pulieron para obtener una superficie pulida 13 B 14 CAPÍTULO 3: SEDIMENTOLOGÍA 3.1. Asociaciones de facies Las siguientes asociaciones de facies han sido diferencias dentro de la Fm. Artoles. - Asociación de facies de lagoon carbonatado Descripción Esta asociación de facies está compuesta por margas y calizas (Fig. 6A, B y C). que intercalan calizas lumaquélicas y ocasionalmente niveles de arenisca. Se localiza tanto en la base como a techo de la serie estudiada, tramo I (Fig. 6C y D) y III respectivamente. Las margas son de color gris azuladas a gris oscuro, masivas y ocasionalmente laminadas, se presentan en cuerpos tabulares de potencia decimétrica a métrica. El contenido fósil se compone principalmente de ostrácodos y carofitas (Fig. 6E) y restos óseos de vertebrados. Ocasionalmente también se identifican bivalvos y fragmentos vegetales. Las calizas son de color gris a ocre. Dominan las textura micríticas (mudstone a wackestone bioclásticos), aunque también se han identificado texturas de packstone. Se presentan en estratos tabulares y nodulosos de potencia decimétrica a métrica. Contiene principalmente ostrácodos, carofitas, bivalvos y ostreidos (Fig. 6F y G). En menor medida se identifican gasterópodos, fragmentos de corales, restos vegetales carbonosos, intraclastos y cuarzo detrítico. En las facies del tramo III son muy frecuentes los foraminíferos bentónicos (miliólidos y choffatelas) y los equinodermos (Fig. 6H). En ocasiones están bioturbadas. Se identifica tanto bioturbación de hábito vertical asociada a raíces, como bioturbaciones verticales (tipo Arenicolites) y horizontales (tipo Thalassinoides) (Fig. 6I). Con frecuencia las calizas más bioclásticas muestran superficies de ripples (simétricos y asimétricos). Las calizas lumaquélicas (Fig. 6J) corresponden normalmente a rudstone y packstone de ostréidos que se disponen en estratos tabulares de espesores decimétricos. Están constituidos exclusivamente por ostreidos que se encuentran en distintos grados de fragmentación y que normalmente se encuentran orientados paralelamente a la estratificación, mostrando una laminación interna grosera. Ocasionalmente la facies de packstone muestran estratificación cruzada planar y ripples asimétricos. Esporádicamente se observan bioturbaciones horizontales de difícil identificación. Ocasionalmente estas calizas lumaquélicas corresponden a bafflestone (Fig. 6K) de ostreidos, en el cual los ostréidos se encuentran en posición de vida y empastado dentro de una matriz micrítica. Éstos se disponen en dos cuerpos de geometría lenticular de base plana y techo convexo de potencia decimétrica a métrica. 15 De manera ocasional se identifican capas de areniscas pardas, de grano medio a grueso, de geometría tabular y de unos pocos centímetros de espesor. Presentan laminación paralela y cruzada por migración de ripples. Frecuentemente contienen fragmentos bioclásticos. Interpretación La presencia de margas y calizas de texturas mudstone y wackestone y con escasa diversidad faunística y en la que dominan especialmente carofitas, ostrácodos, bivalvos y ostreidos son interpretadas como depósitos de lagoon (Sanders y Höfling, 2000; Lee et al., 2001) en un ambiente de baja energía. Por otra parte la presencia en el tramo III de gran cantidad de foraminíferos bentónicos y equinodermos, hace pensar que el lagoon que se instala a techo de la unidad muestra unas condiciones más abiertas que el que se desarrolla en la base de la unidad (tramo I). La existencia de calizas y margas indicarían alternancia de diferentes periodos de sedimentación en dicho lagoon que serían función de variaciones en el aporte clástico del mismo (Fig. 6F y G). En estas condiciones de baja energía se podrían generar pequeñas acumulaciones de ostreidos de tipo bafflestone, escasamente cementadas y que generarían bancos de escaso relieves (Díaz Molina y Yébenes, 1987). Aunque hay varias especies de ostreidos, Soria (1997) sólo ha podido identificar Vertinimia coquandi. La presencia de niveles con bioturbación del tipo Arenicolites y Thalassinoides, podría estar en relación a la llegada de material siliciclástico y nutrientes al lagoon que favorecería la proliferación de organismos endobentónicos que colonizarían el fondo del lagoon (Navarrete et al., 2013). La presencia de niveles bioclásticos (packstone) con ripples y los niveles de calizas lumaquélicas (rudstone y packstone) indicarían eventos de mayor energía dentro de lagoon, posiblemente en relación a episodios de tormentas (Aigner, 1985). Así mismo, los niveles arenosos tabulares con laminación paralela y cruzada se interpretan como niveles de tormenta siliciclásticos que interrumpen la sedimentación carbonatada de baja energía del lagoon y que procederían de la erosión de los depósitos siliciclásticos de isla barrera que lo delimitarían (Navarrete et al., 2013; Lee y Kim, 1992). -------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------- Figura 6. A) Fotografía aérea del tramo I realizada con el drone. B) Aspecto de campo, de la alternancia de margas y calizas de esta asociación. C) Fotografía general del tramo I, donde se muestra el límite con el tramo II. D) Detalle de los niveles que se observan en la base de la Fm. Artoles. E) Wackestone de ostrácodos y carofitas, con ocasionales algas calcáreas (M-14.2). F) Caliza lumaquélica con bivalvos, ostreidos y gasterópodos (M-20.4). G) Packstone de gasterópodos, foraminíferos, ostreidos y bivalvos (M-30.1). H) Packstone de equinodermos, foraminíferos bentónicos, gasterópodos y ostreidos (M-31.5). 16 Continuación pie de figura 6. I) Aspecto de campo algunos de los niveles con Thalassinoides. J) Aspecto de campo de las calizas lumaquélicas. K) Detalle de una de las bioconstrucción de ostreidos. 17 Por otra parte la existencia de bioturbación de hábito vertical atribuida a raíces, juntos con la presencia de huellas de dinosaurios y restos de vertebrados (lentejones de arcillas rojas) se interpreta como momentos de bajada relativa de la lámina de agua del lagoon en relación, posiblemente, a procesos de progradación y variaciones relativas del nivel del mar (Wright, 1994). - Asociación de facies de delta de flujo Descripción Esta asociación de facies está localizada próxima a la base de la secuencia estratigráfica de la formación. Está formada por un cuerpo arenoso, de evolución vertical granocreciente, de 1 metro de espesor, intercalado dentro de la asociación de facies carbonatadas de lagoon. Este cuerpo muestra una geometría lenticular, con base convexa y erosiva, ocasionalmente con bioturbación de hábito vertical, y techo plano y brusco (Fig. 7A). Internamente, la arenisca muestra estructuras como estratificación cruzada en surco y ripples asimétricos. La dirección de la paleocorriente obtenida es hacia el sur. Interpretación Esta asociación, que está unicamente representada en la base de este perfil, pertenece al intervalo de tránsito entre las Fms. Camarillas y Artoles, estudiado por Navarrete et al. (2013). Estos autores interpretan esta facies como un delta de flujo encajonado en depósitos carbonatados de lagoon. La presencia de estratificación cruzada en surco y de los ripples asimétricos es interpretada como una rampa afectada por los flujos mareales, donde habría variación en la energía de los flujos. - Asociación de facies de rampa media proximal Descripción Esta asociación de facies está compuesta por una alternancia de margas y areniscas, que se localiza en la parte superior del segundo tramo de la columna estratigráfica (Fig. 7B). Las margas son de color gris azuladas, masivas, y se presentan en cuerpos tabulares de potencia métrica. El contenido fósil se compone principalmente por foraminíferos bentónicos y dientes de peces. Ocasionalmente también se identifican bivalvos y trazas fósiles tipo Thalassionides, en posiciones donde las margas tengan un mayor contenido carbonatado. Las areniscas pardas, de grano medio-grueso, constituyen cuerpos tabulares de bases planas y techos ondulados de potencias decimétricas a métricas. Presentan estratificación cruzada hummocky (Fig. 7C y D). Contienen bivalvos y ostreidos retrabajados y bioturbación vertical de invertebrados tipo Arenicolites. 18 Figura 7. A) Aspecto de campo de la asociación de facies de delta de flujo. B) Aspecto de campo del tramo II del perfil estudiado, que contiene las asociaciones de facies de rampa media proximal y distal. Los recuadros blancos muestran la situación estratigráfica de detalles que se muestran en las fig. 7C y D y 8A. C) y D) Aspecto de campo de las areniscas con estratificación cruzada hummocky (ver situación en fig. 7B). Interpretación La alternancia de margas y areniscas con estratificación cruzada hummocky son interpretadas como facies de rampa carbonatada media proximal, en un ambiente situado entre el nivel de base del oleaje de buen tiempo (NBOBT) y por encima del nivel de base del oleaje de tormenta (NBOT) (Bádenas, 1997). En este dominio el fondo marino está afectado por las olas de tormenta pero no por las olas de buen tiempo. En este contexto, las margas que son interpretadas como depósitos de buen tiempo, cuyo origen está discutido entre diferentes hipótesis: actividad microbiana (Dromart, 1989; y Leinfelder et al., 1993), sedimentación pelágica a partir de nannoplancton calcáreo (Tucker y Wright, 1990) y/o fango transportado y acumulado desde zonas someras de la rampa (Bádenas et al., 1993; y 19 Aurell y Bádenas, 1995). En este ambiente los sedimentos de la rampa media pueden ser retrabajados por olas de tormenta, originando depósitos arenosos con estructuras tipo hummocky, cuyo contenido fósil de ostreidos y bivalvos se encuentra fracturados. Estas arenas han podido ser transportadas desde medios mas proximales (posiblemente desde los depósitos arenosos de las islas barrera) hasta la rampa media por carga en suspensión (Bádenas, 1997). - Asociación de facies de rampa media distal Descripción Esta asociación de facies está compuesta por margas grises con intercalaciones de calizas ocres y areniscas pardas (Fig. 8A y B), que ocupan mas de la mitad inferior del tramo II de la serie estudiada (Fig. 7A). Las margas son de color gris azuladas, masivas, y se presentan en cuerpos tabulares de potencia decimétrica a métrica. El contenido fósil se compone principalmente por foraminíferos bentónicos y dientes de peces. Las areniscas pardas, de grano medio-grueso, constituyen cuerpos tabulares de bases planas y techos ondulados de potencias centimétricas (Fig. 8C). Presentan laminación paralela y cruzada, estratificación cruzada en surco y ripples asimétricos. Contienen fragmentos bivalvos y ostreidos y foraminíferos bentónicos (Fig. 8D). Las calizas ocres bioclásticas, de textura packstone, se disponen en cuerpos de geometría tabular con bases planas y techos ondulados de espesores centimétricos. Presentan internamente una laminación paralela debida a la orientación de los bioclastos (Fig. 8E). El contenido fósil es fundamentalmente de ostreidos y bivalvos retrabajados. Interpretación La presencia de niveles arenosos y carbonatados bioclásticos de poco espesor intercalados dentro de las margas masivas es interpretada como depósitos de rampa media carbonatada distal (Bádenas, 1997). Este ambiente se sitúa entre el nivel de base de oleaje de buen tiempo y el nivel de base del oleaje de tormenta. Las margas corresponderían a depósitos propios de buen tiempo, cuya génesis es similar a la comentada anteriormente. En rampas afectadas por tormentas, durante los huracanes y tormentas mayores, las elevaciones del mar sobre la línea de costa pueden ser hasta de 5 o 7 m de altura. En este caso, la corriente de retorno está dirigida mar adentro. Esta corriente arrastra el sedimento litoral, tanto carbonatado como arenoso, lo que origina una corriente densa de sedimento que se transporta hacia ambientes más profundos, en ocasiones incluso por debajo del nivel de base del oleaje de tormentas (Bádenas, 1997; Pérez y Pérez, 20 2012). Los depósitos resultantes se denominan capas de tormentas (storm beds) o tempestitas. En este caso, se determinan como tempestitas de posiciones distales dentro de la rampa media debido a que, generalmente, se presentan en capas delgadas de grano fino, intercaladas entre los fangos carbonatados (Aigner, 1985), a diferencia de tempestitas más proximales que, normalmente, se presentan en mayores espesores y tamaños de grano. La presencia de ripples asimétricos hacia techo se debe a la fase de relajación de la tormenta donde predominan los flujos oscilatorios (Badenas, 1997). No obstante, hay autores que interpretan los cuerpos de tempestitas más distales como tempestitas turbidíticas distales asociadas a huracanes en medios aún mas distales (rampa distal/offshore) (Pérez y Pérez, 2012). Figura 8. A) Aspecto en campo de los niveles arenosos y calcáreos intercalados entre las margas de la asociación de facies de rampa media distal (ver situación en fig. 7B). B) y C) Detalle de los niveles arenosos de esta asociación. D) Lámina delgada de estos niveles arenosos mostrando una alternancia de láminas bioclásticas orientadas y láminas arenosas (M-24.1). E) Lámina delgada de uno de estos niveles carbonatado, correspondiente a un packstone bioclástico, cuyos fósiles están orientados (M-20.3). 3.2. Medio sedimentario Todas las características sedimentológicas que se han identificado en las facies de la Fm. Artoles, en este perfil, llevan a la interpretación de un sistema de rampa carbonatada, de 21 escasa pendiente (normalmente <1º), afectada por tormentas (Fig. 9). Dentro de esta rampa se identifican claramente las facies de lagoon (situadas en el interior de la rampa interna) y facies de rampa media, dentro de la cual se observa tanto facies de rampa media proximal con depósitos con estratificación cruzada hummocky, como facies de rampa media distal donde dominan las margas con tempestitas distales. Figura 9. Modelo conceptual del medio sedimentario interpretado para la Fm. Artoles en el perfil de CAMINO MIRAVETE. 4. DISCUSIÓN El objetivo de este capítulo es discutir la evolución vertical de la Fm. Artoles a lo largo del Barremiense superior en base a la distribución vertical de las asociaciones de facies identificadas e interpretadas en el capítulo 3 de esta memoria, así como al modelo sedimentario deducido. Además, se debatirá sobre los posibles factores alocíclicos que han podido condicionar tal evolución vertical. 4.1 Evolución vertical de la Fm. Artoles Las características y la distribución de los diferentes tipos de asociaciones de facies estudiadas en la zona de estudio, permiten observar el paso desde unos dominios de rampa interna (lagoon), en la base del perfil, que evolucionan en primer lugar hacia dominios más distales de rampa media y posteriormente a dominios rampa media proximal. Hacia techo de la serie, se instala nuevamente un lagoon carbonatado. Estos cambios de subambientes vienen representados y delimitados en el perfil estratigráfico de la Fig. 5 y del Anexo I. A partir de esta evolución vertical se pueden identificar tres estadios evolutivos para este perfil. Estadio I: Instalación de un ambiente de lagoon carbonatado restringido de rampa interna Continuando con la propuesta de Navarrete et al. (2013), la base de la Fm. Artoles está en continuidad sedimentaria con el techo de la Fm. Camarillas (intervalo de transición), de tal manera que los depósitos de lagoon carbonatado de la base de la Fm. Artoles están 22 relacionados lateral y verticalmente con el sistema de isla-barrera definido para el techo de la Fm. Camarillas, mostrando en conjunto una evolución progradante. Este lagoon está caracterizado por una alternancia de margas y calizas de textura, generalmente, wackestone, cuyo contenido fósil dominante es de carofitas, ostrácodos, bivalvos y ostreidos, caracterizando un ambiente bastante restringuido y protegido dentro la rampa proximal. Esta interpretación está reforzada con la presencia de depósitos de delta de flujo, intercalados dentro de las facies del lagoon. Estos deltas se situarían en la salida de los canales (hacia el lagoon) que cortan las islas barrera (inlet) y que sirven de comunicación entre las zonas interiores del lagoon y las zonas marinas más abiertas. A través de los inlets se canalizarían tanto las mareas como los flujos de tormenta. Estadio II: Profundización del medio: Paso a subambientes de rampa media Estos depósitos de lagoon se ven netamente interrumpidos como consecuencia de una brusca profundización del medio, de tal manera que sobre dicho depósitos se sobreimponen depósitos de rampa media distal. Este es un límite muy claro dentro de la unidad, que lleva asociado un salto brusco en la evolución del medio de sedimentación y que puede seguirse a lo largo de buena parte del flanco occidental del anticlinal de Miravete. Estos depósitos de rampa media distal están constituidos por margas que intercalan abundantes niveles bioclásticos o arenosos interpretados como tempestitas distales. Esta rápida profundización del medio viene seguida por una ligera retrogradación de las facies, y posteriormente una progradación de las mismas. Así, sobre las facies de rampa media distal se identifican los niveles arenosos con estratificación cruzada hummocky que caracterizan la rampa media proximal, en las inmediaciones al nivel de base del oleaje de tormentas. Estadio III: Nueva instalación de un lagoon carbonatado, relativamente bien comunicado Posteriormente, sobre los depósitos de rampa media proximal, se vuelven a instalar facies de lagoon, caracterizadas por alternancia de calizas y margas, continuando la evolución progradante que ya se había iniciado en el estadio II. En estas facies se observan diferencias importantes en el contenido fósil con respecto a las facies del lagoon del estadio I. Se observa que prácticamente desaparecen las carofitas, mientras que hay abundante presencia de equinodermos, foraminíferos bentónicos e incluso dientes de peces (ausentes en el lagoon del estadio I). Estas características hacen pensar que ese lagoon estuviese mejor comunicado con medio marinos mas abiertos. Este subambiente también estaría afectado por tormentas, como lo atestigua la presencia de niveles intercalados de tempestitas dentro de sus facies. En este perfil no se encuentra ningún depósito que pudiese ser interpretado como algún tipo de isla-barrera o de barras que limitasen el lagoon. No obstante, Soria (1997) identifica a 29 Peropadre, C., Liesa, C.L. y Meléndez, N. (2013): High-frequency, moderate to highamplitude sea-level oscillations during the late Early Aptian: Insights into de Mid-Aptian event (Galve sub-basin, Spain). Sedimentary Geology, 294: 233-250. Rodríguez-López, J.P. (2008): Sedimentología y evolución del sistema desértico arenoso (erg) desarrollado en el margen occidental del Tethys durante el Cretácico Medio. Cordillera Ibérica. Provincias de Teruel y Zaragoza. Tesis Doctoral, Universidad Complutense de Madrid, 640 p. Salas, R. (1987): El Malm i el Cretaci inferior entre el Massis de Garraf I la Serra d´Espadà. Tesi. Doct. Univ. de Barcelona, 345 p. Salas, R. y Guimerà, J. (1996): Rasgos estructurales principales de la cuenca cretácica inferior del Maestrazgo (Cordillera Ibérica oriental). Geogaceta, 20(7): 1704-1706. Salas, R., Martín-Closas, C., Querol, X. Guimerà, J. y Roca, E. (1991): Evolución tectosedimentaria de las cuencas del Maestrat y Aliaga-Peñagolosa durante el Cretácico inferior. En: Guía de campo del III Coloquio del Cretácico de España. Morella, 135 p. Salas, R., Martín-Closas, C., Querol, X. Guimerà, J. y Roca, E. (1995): Evolución tectosedimentaria de las cuencas del Maestrazgo y Aliaga-Peñagolosa durante el Cretácico inferior. En: El Cretácico Inferior del Nordeste de Iberia (R. Salas y C. Martín-Closas, Coord). Guía de campo de las excursiones científicas del III Coloquio del Cretácico de España (Morella, 1991): 13-94. Publications Universitat de Barcelona. Salas, R., Guimerà, J., Más, R., Martín-Closas, C., Meléndez, A. y Alonso, A. (2001): Evolution of the Mesozoic Central Iberian Rift System and its Cenozoic inversión (Iberian Chain). En: Peri-Tethys Memoir 6: Peri-Tethyan Rift/Wrench Basins and Passive Margins (Ziegler, P.A.; Cavazza, W.; Robertson, A.F.H; Crasquin-Soleaus, S., Eds.). Mémories du Muséum national d’Histoire naturelle, 145-185. Sanders, D. y Höfling, R. (2000). Carbonate deposition in mixed siliciclastic-carbonate enviroments on top of an orogenic wedge (Late Cretaceous, Northern Calcareous Alps, Austria). Sedimentary Geology, 137: 127-146. Soria, A.R. (1997): La sedimentación en las cuencas marginales del surco ibérico durante el Cretácico Inferior y su control estructural. Tesis Doctoral, Univ. Zaragoza, 363 p. Turker, M.E. y Wright, V.P. (1990): Carbonate Sedimentology. Blackwell Scient. Publ. Oxford-London, 482 p. Wright, WP. (1994): Early Carboniferous carbonate systems: an alternative to the Cenozoic paradigm. Sedimentary Geology, 93: 1–5 30 7. ANEXO I: Columna estratigráfica detallada 31 32